Regime termico della superficie sottostante. Regime termico della superficie terrestre e dell'atmosfera

L'energia termica entra negli strati inferiori dell'atmosfera principalmente dalla superficie sottostante. Il regime termico di questi strati

è strettamente correlato al regime termico della superficie terrestre, quindi il suo studio è anche uno dei compiti importanti della meteorologia.

I principali processi fisici in cui il suolo riceve o cede calore sono: 1) trasferimento di calore radiante; 2) scambio termico turbolento tra la superficie sottostante e l'atmosfera; 3) scambio termico molecolare tra la superficie del suolo e lo strato d'aria adiacente inferiore fisso; 4) scambio termico tra strati di terreno; 5) scambio termico di fase: consumo di calore per l'evaporazione dell'acqua, lo scioglimento del ghiaccio e della neve in superficie e in profondità del suolo, o il suo rilascio durante i processi inversi.

Il regime termico della superficie della terra e dei corpi idrici è determinato dalle loro caratteristiche termofisiche. Attenzione speciale in preparazione, si dovrebbe prestare attenzione alla derivazione e all'analisi dell'equazione di conducibilità termica del suolo (equazione di Fourier). Se il terreno è uniforme verticalmente, allora la sua temperatura t ad una profondità z al tempo t può essere determinato dall'equazione di Fourier

dove un- diffusività termica del suolo.

La conseguenza di questa equazione sono le leggi fondamentali della propagazione delle fluttuazioni di temperatura nel suolo:

1. La legge di invarianza del periodo di oscillazione con la profondità:

T(z) = cost(2)

2. La legge di diminuzione dell'ampiezza delle oscillazioni con la profondità:

(3)

dove e sono ampiezze in profondità un- diffusività termica dello strato di terreno compreso tra le profondità;

3. La legge dello sfasamento delle oscillazioni con la profondità (la legge del ritardo):

(4)

dov'è il ritardo, ad es. la differenza tra i momenti dell'inizio della stessa fase di oscillazioni (ad esempio, massimo) in profondità e Le fluttuazioni di temperatura penetrano nel terreno in profondità znp definito dal rapporto:

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Inoltre, è necessario prestare attenzione a una serie di conseguenze della legge di diminuzione dell'ampiezza delle oscillazioni con la profondità:

a) la profondità alla quale in diversi suoli ( ) ampiezze delle fluttuazioni di temperatura con lo stesso periodo ( = T2) diminuiscono per lo stesso numero di volte in relazione tra loro come radici quadrate della diffusività termica di questi suoli

b) le profondità alle quali nello stesso terreno ( un= const) ampiezze delle fluttuazioni di temperatura con periodi diversi ( ) diminuire di pari importo = cost, sono correlati tra loro come le radici quadrate dei periodi di oscillazione

(7)

È necessario comprendere chiaramente il significato fisico e le caratteristiche della formazione del flusso di calore nel terreno.

La densità superficiale del flusso di calore nel terreno è determinata dalla formula:

dove λ è il coefficiente di conducibilità termica del gradiente di temperatura verticale del suolo.

Valore istantaneo R sono espressi in kW/m al centesimo più vicino, le somme R - in MJ / m 2 (oraria e giornaliera - fino a centesimi, mensile - fino a unità, annuale - fino a decine).

La densità media del flusso di calore superficiale attraverso la superficie del suolo in un intervallo di tempo t è descritta dalla formula

dove C è la capacità termica volumetrica del suolo; intervallo; z „ pag- profondità di penetrazione delle fluttuazioni di temperatura; ∆tcp- la differenza tra le temperature medie dello strato di terreno rispetto alla profondità znp alla fine e all'inizio dell'intervallo M. Diamo i principali esempi di attività sul tema "Regime termico del suolo".

Compito 1. A che profondità diminuisce e volte l'ampiezza delle fluttuazioni diurne nel suolo con un coefficiente di diffusività termica un\u003d 18,84 cm 2 / h?

Decisione. Dall'equazione (3) risulta che l'ampiezza delle fluttuazioni diurne diminuirà di un fattore e ad una profondità corrispondente alla condizione

Compito 2. Trova la profondità di penetrazione delle fluttuazioni di temperatura giornaliere nel granito e nella sabbia secca, se le temperature superficiali estreme delle aree adiacenti con terreno granitico sono 34,8 °C e 14,5 °C e con terreno sabbioso secco 42,3 °C e 7,8 °C. diffusività termica del granito un g \u003d 72,0 cm 2 / h, sabbia asciutta un n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Decisione. L'ampiezza della temperatura sulla superficie del granito e della sabbia è pari a:

La profondità di penetrazione è considerata dalla formula (5):

Grazie alla maggiore diffusività termica del granito, abbiamo ottenuto anche una maggiore profondità di penetrazione delle variazioni giornaliere di temperatura.

Compito 3. Supponendo che la temperatura dello strato superiore del suolo cambi linearmente con la profondità, si dovrebbe calcolare la densità del flusso di calore superficiale nella sabbia asciutta se la sua temperatura superficiale è 23,6 "INSIEME A, e la temperatura a una profondità di 5 cm è di 19,4 °C.

Decisione. Il gradiente di temperatura del suolo in questo caso è pari a:

Conducibilità termica della sabbia secca λ= 1,0 W/m*K. Il flusso di calore nel terreno è determinato dalla formula:

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

Il regime termico dello strato superficiale dell'atmosfera è determinato principalmente dalla miscelazione turbolenta, la cui intensità dipende da fattori dinamici (rugosità della superficie terrestre e gradienti di velocità del vento a diversi livelli, scala di movimento) e termici (disomogeneità del riscaldamento di varie parti della superficie e distribuzione verticale della temperatura).

Per caratterizzare l'intensità della miscelazione turbolenta, viene utilizzato il coefficiente di scambio turbolento MA e coefficiente di turbolenza A. Sono correlati dal rapporto

K \u003d A / pag(10)

dove R - densità dell'aria.

Coefficiente di turbolenza A misurata in m 2 / s, precisa al centesimo. Di solito, nello strato superficiale dell'atmosfera, viene utilizzato il coefficiente di turbolenza A] in alto G"= 1 m All'interno dello strato superficiale:

dove z- altezza (m).

È necessario conoscere i metodi di base per determinare A\.

Compito 1. Calcolare la densità superficiale del flusso di calore verticale nello strato superficiale dell'atmosfera attraverso l'area in cui la densità dell'aria è normale, il coefficiente di turbolenza è 0,40 m 2 /s e il gradiente di temperatura verticale è 30,0 °C/100 m.

Decisione. Calcoliamo la densità superficiale del flusso di calore verticale con la formula

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

Studiare i fattori che influenzano il regime termico dello strato superficiale dell'atmosfera, nonché le variazioni periodiche e non periodiche della temperatura dell'atmosfera libera. Le equazioni del bilancio termico della superficie terrestre e dell'atmosfera descrivono la legge di conservazione dell'energia ricevuta dallo strato attivo della Terra. Considerare l'andamento giornaliero e annuale del bilancio termico e le ragioni dei suoi cambiamenti.

Letteratura

Capitolo Sh, cap. 2, § 1 -8.

Domande per l'autoesame

1. Quali fattori determinano il regime termico del suolo e dei corpi idrici?

2. Qual è il significato fisico delle caratteristiche termofisiche e come influiscono sul regime di temperatura del suolo, dell'aria, dell'acqua?

3. Da cosa dipendono le ampiezze delle fluttuazioni giornaliere e annuali della temperatura superficiale del suolo e da cosa dipendono?

4. Formulare le leggi di base della distribuzione delle fluttuazioni di temperatura nel suolo?

5. Quali sono le conseguenze delle leggi fondamentali della distribuzione delle variazioni di temperatura nel suolo?

6. Quali sono le profondità medie di penetrazione delle fluttuazioni di temperatura giornaliere e annuali nel suolo e nei corpi idrici?

7. Qual è l'effetto della vegetazione e del manto nevoso sul regime termico del suolo?

8. Quali sono le caratteristiche del regime termico dei corpi idrici, in contrasto con il regime termico del suolo?

9. Quali fattori influenzano l'intensità della turbolenza nell'atmosfera?

10. Quali caratteristiche quantitative della turbolenza conosci?

11. Quali sono i metodi principali per determinare il coefficiente di turbolenza, i loro vantaggi e svantaggi?

12. Disegnare e analizzare l'andamento giornaliero del coefficiente di turbolenza sulla superficie terrestre e idrica. Quali sono le ragioni della loro differenza?

13. Come viene determinata la densità superficiale del flusso di calore turbolento verticale nello strato superficiale dell'atmosfera?

Il suolo è un componente del sistema climatico, che è l'accumulatore più attivo del calore solare che entra nella superficie terrestre.

L'andamento giornaliero della temperatura superficiale sottostante ha un massimo e un minimo. Il minimo si verifica intorno all'alba, il massimo si verifica nel pomeriggio. La fase del ciclo diurno e la sua ampiezza giornaliera dipendono dalla stagione, dallo stato della superficie sottostante, dalla quantità e dalle precipitazioni, nonché, dall'ubicazione delle stazioni, dal tipo di suolo e dalla sua composizione meccanica.

In base alla composizione meccanica, i suoli si dividono in sabbiosi, sabbiosi, argillosi e argillosi, che differiscono per capacità termica, diffusività termica e proprietà genetiche (in particolare per colore). I terreni scuri assorbono più radiazione solare e quindi si riscaldano più dei terreni leggeri. Suoli sabbiosi e sabbiosi argillosi, caratterizzati da un terreno più piccolo, più caldo che argilloso.

L'andamento annuale della temperatura superficiale sottostante mostra una periodicità semplice con un minimo in inverno ed un massimo in estate. Nella maggior parte del territorio della Russia, la temperatura del suolo più alta si osserva a luglio, il Lontano est nella fascia costiera del Mare di Okhotsk, e - a luglio - agosto, nel sud del Primorsky Krai - ad agosto.

Le temperature massime della superficie sottostante durante la maggior parte dell'anno caratterizzano l'estremo stato termico del suolo, e solo per i mesi più freddi - la superficie.

Le condizioni meteorologiche favorevoli affinché la superficie sottostante raggiunga le temperature massime sono: tempo poco nuvoloso, quando l'afflusso di radiazione solare è massimo; basse velocità del vento o calma, poiché un aumento della velocità del vento aumenta l'evaporazione dell'umidità dal suolo; una piccola quantità di precipitazioni, poiché il suolo secco è caratterizzato da calore e diffusività termica inferiori. Inoltre, nel terreno asciutto c'è un minor consumo di calore per l'evaporazione. Pertanto, i massimi assoluti di temperatura si osservano solitamente nelle giornate soleggiate più limpide su terreno asciutto e di solito nelle ore pomeridiane.

La distribuzione geografica delle medie dai massimi annuali assoluti della temperatura superficiale sottostante è simile alla distribuzione delle isogeoterme delle temperature medie mensili della superficie del suolo in mesi estivi. Le isogeoterme sono principalmente latitudinali. L'influenza dei mari sulla temperatura della superficie del suolo si manifesta nel fatto che sulla costa occidentale del Giappone e, su Sakhalin e Kamchatka, la direzione latitudinale degli isogeotermini è disturbata e si avvicina al meridionale (ripete i contorni di la costa). Nella parte europea della Russia i valori della media dei massimi annuali assoluti della temperatura superficiale sottostante variano da 30–35°C sulla costa dei mari settentrionali a 60–62°C a sud del Rostov Regione, nei territori di Krasnodar e Stavropol, nella Repubblica di Calmucchia e nella Repubblica del Daghestan. Nell'area, la media dei massimi annuali assoluti della temperatura superficiale del suolo è di 3–5°C inferiore rispetto alle vicine zone pianeggianti, il che è associato all'influenza delle altitudini sull'aumento delle precipitazioni nell'area e dell'umidità del suolo. I territori di pianura, chiusi da colline ai venti prevalenti, sono caratterizzati da una ridotta quantità di precipitazioni e da velocità del vento inferiori, e, di conseguenza, valori aumentati di temperature estreme della superficie del suolo.

L'aumento più rapido delle temperature estreme da nord a sud si verifica nella zona di transizione dalla foresta e dalle zone alla zona, che è associata a una diminuzione delle precipitazioni nella zona della steppa e a un cambiamento nella composizione del suolo. Al sud, con un livello generale di umidità del suolo basso, le stesse variazioni dell'umidità del suolo corrispondono a differenze più significative nella temperatura dei suoli che differiscono nella composizione meccanica.

Nelle regioni settentrionali della parte europea della Russia si registra inoltre un forte decremento della media dei massimi annuali assoluti della temperatura della superficie sottostante da sud a nord, durante il passaggio dalla zona forestale a zone e tundra - aree di umidità eccessiva. Le regioni settentrionali della parte europea della Russia, a causa dell'attività ciclonica attiva, tra le altre cose, differiscono dalle regioni meridionali per una maggiore nuvolosità, che riduce drasticamente l'arrivo della radiazione solare sulla superficie terrestre.

Nella parte asiatica della Russia, i massimi assoluti medi più bassi si verificano nelle isole e nel nord (12–19°С). Man mano che ci spostiamo verso sud, c'è un aumento delle temperature estreme e nel nord delle parti europee e asiatiche della Russia, questo aumento si verifica più bruscamente che nel resto del territorio. Nelle aree con una quantità minima di precipitazioni (ad esempio, le aree tra i fiumi Lena e Aldan), si distinguono sacche di temperature estreme aumentate. Poiché le regioni sono molto complesse, le temperature estreme della superficie del suolo per le stazioni situate in varie forme di rilievo (regioni montuose, bacini, pianure, valli dei grandi fiumi siberiani) differiscono notevolmente. I valori medi dei massimi annuali assoluti della temperatura superficiale sottostante raggiungono i valori più alti nel sud della parte asiatica della Russia (ad eccezione delle zone costiere). Nel sud del Primorsky Krai, la media dei massimi annuali assoluti è inferiore rispetto alle regioni continentali situate alla stessa latitudine. Qui i loro valori raggiungono i 55–59°C.

Le temperature minime della superficie sottostante si osservano anche in condizioni del tutto specifiche: nelle notti più fredde, nelle ore prossime all'alba, in condizioni meteorologiche anticicloniche, quando la bassa nuvolosità favorisce il massimo irraggiamento efficace.

La distribuzione delle isogeoterme medie dai minimi annuali assoluti della temperatura superficiale sottostante è simile alla distribuzione delle isoterme delle temperature minime dell'aria. Nella maggior parte del territorio della Russia, ad eccezione delle regioni meridionali e settentrionali, le isogeoterme medie delle temperature minime annue assolute della superficie sottostante assumono un orientamento meridionale (decrescente da ovest a est). Nella parte europea della Russia la media delle temperature minime annue assolute della superficie sottostante varia da -25°C nelle regioni occidentali e meridionali a -40... -45°C nelle regioni orientali e, soprattutto, nord-orientali (Timan Ridge e tundra Bolshezemelskaya). I valori medi più alti dei minimi assoluti di temperatura annuale (–16…–17°C) si verificano sulla costa del Mar Nero. Nella maggior parte della parte asiatica della Russia, la media dei minimi annuali assoluti varia tra -45 ... -55 ° С. Una distribuzione della temperatura così insignificante e abbastanza uniforme su un vasto territorio è associata all'uniformità delle condizioni per la formazione delle temperature minime nelle aree soggette all'influenza della Siberia.

Nelle aree della Siberia orientale con rilievi complessi, in particolare nella Repubblica di Sakha (Yakutia), insieme ai fattori di radiazione, le caratteristiche dei rilievi hanno un effetto significativo sulla diminuzione delle temperature minime. Qui, nelle difficili condizioni di un paese montuoso in depressioni e bacini, si creano condizioni particolarmente favorevoli per il raffreddamento della superficie sottostante. La Repubblica di Sakha (Yakutia) ha i valori medi più bassi dei minimi annuali assoluti della temperatura superficiale sottostante in Russia (fino a –57…–60°С).

Sulla costa Mari artici, a causa dello sviluppo dell'attività ciclonica invernale attiva qui, le temperature minime sono più elevate che nell'interno. Le isogeoterme hanno una direzione pressoché latitudinale, e la diminuzione della media dei minimi annuali assoluti da nord a sud avviene piuttosto rapidamente.

Sulla costa le isogeoterme ripetono i contorni delle coste. L'influenza del minimo aleutino si manifesta nell'aumento della media dei minimi annuali assoluti nella zona costiera rispetto alle aree interne, in particolare sulla costa meridionale del Primorsky Krai e su Sakhalin. La media dei minimi annuali assoluti qui è –25…–30°С.

Il congelamento del suolo dipende dall'entità delle temperature negative dell'aria nella stagione fredda. Il fattore più importante per prevenire il congelamento del suolo è la presenza del manto nevoso. Le sue caratteristiche come tempo di formazione, potenza, durata dell'occorrenza determinano la profondità del congelamento del suolo. L'innevamento tardivo contribuisce a un maggiore congelamento del suolo, poiché nella prima metà dell'inverno l'intensità del congelamento del suolo è maggiore e, al contrario, l'innevamento precoce impedisce un congelamento significativo del suolo. L'influenza dello spessore del manto nevoso è più pronunciata nelle aree con basse temperature dell'aria.

Alla stessa profondità di congelamento dipende dal tipo di terreno, dalla sua composizione meccanica e dall'umidità.

Ad esempio, nelle regioni settentrionali Siberia occidentale con un manto nevoso basso e spesso, la profondità del congelamento del suolo è inferiore rispetto alle regioni più meridionali e più calde con piccole dimensioni. Un quadro peculiare si svolge in aree con manto nevoso instabile (regioni meridionali della parte europea della Russia), dove può contribuire ad aumentare la profondità del congelamento del suolo. Ciò è dovuto al fatto che con frequenti cambiamenti di gelo e disgelo, sulla superficie di un sottile manto nevoso si forma una crosta di ghiaccio, il cui coefficiente di conducibilità termica è diverse volte maggiore della conduttività termica di neve e acqua. Il terreno in presenza di tale crosta si raffredda e si congela molto più velocemente. La presenza della copertura vegetale contribuisce alla diminuzione della profondità del congelamento del suolo, poiché trattiene e accumula la neve.

REGIME TERMICO DELLA SUPERFICIE SOTTOSTANTE E ATMOSFERA

Viene chiamata la superficie riscaldata direttamente dai raggi solari e cedendo calore agli strati sottostanti e all'aria attivo. La temperatura della superficie attiva, il suo valore e la variazione (variazione giornaliera e annuale) sono determinati dal bilancio termico.

Il valore massimo di quasi tutte le componenti del bilancio termico si osserva nelle prossime ore di mezzogiorno. L'eccezione è il massimo scambio di calore nel terreno, che cade nelle ore mattutine.

Le ampiezze massime della variazione diurna delle componenti del bilancio termico si osservano in estate, le minime - in inverno. Nell'andamento diurno della temperatura superficiale, secca e priva di vegetazione, in una giornata limpida, la massima si ha dopo le 13:00, e la minima intorno all'alba. La nuvolosità interrompe il regolare andamento della temperatura superficiale e provoca uno spostamento nei momenti di massimi e minimi. L'umidità e la copertura vegetale influenzano notevolmente la temperatura superficiale. La temperatura massima diurna della superficie può essere di + 80°C o più. Le fluttuazioni giornaliere raggiungono i 40°. Il loro valore dipende dalla latitudine del luogo, dal periodo dell'anno, dalla nuvolosità, dalle proprietà termiche della superficie, dal suo colore, dalla rugosità, dalla copertura vegetale e dall'esposizione dei versanti.

L'andamento annuale della temperatura dello strato attivo è diverso a diverse latitudini. La temperatura massima alle medie e alte latitudini si osserva solitamente a giugno, la minima a gennaio. Le ampiezze delle fluttuazioni annuali della temperatura dello strato attivo alle basse latitudini sono molto ridotte; alle medie latitudini a terra raggiungono i 30°. Le fluttuazioni annuali della temperatura superficiale nelle zone temperate e alle alte latitudini sono fortemente influenzate dal manto nevoso.

Ci vuole tempo per trasferire il calore da uno strato all'altro e i momenti di inizio delle temperature massime e minime durante il giorno sono ritardati di circa 3 ore ogni 10 cm. Se la temperatura massima in superficie era intorno alle 13:00, a una profondità di 10 cm la temperatura raggiungerà un massimo intorno alle 16:00, e ad una profondità di 20 cm - intorno alle 19:00, ecc. Con successive riscaldando gli strati sottostanti da quelli sovrastanti, ogni strato assorbe una certa quantità di calore. Più profondo è lo strato, meno calore riceve e più deboli sono le fluttuazioni di temperatura al suo interno. L'ampiezza delle fluttuazioni di temperatura giornaliere con la profondità diminuisce di 2 volte ogni 15 cm. Ciò significa che se in superficie l'ampiezza è 16°, allora a 15 cm di profondità è 8°, e a 30 cm di profondità è 4°.

A una profondità media di circa 1 m, le fluttuazioni giornaliere della temperatura del suolo "svaniscono". Lo strato in cui queste oscillazioni praticamente si fermano è chiamato strato temperatura giornaliera costante.

Più lungo è il periodo delle fluttuazioni di temperatura, più si diffondono in profondità. Alle medie latitudini, lo strato di temperatura annuale costante si trova a una profondità di 19-20 m, alle alte latitudini a una profondità di 25 m Nelle latitudini tropicali, le ampiezze di temperatura annuali sono piccole e lo strato di ampiezza annuale costante è situato ad una profondità di soli 5-10 m e le temperature minime sono ritardate in media di 20-30 giorni per metro. Pertanto, se la temperatura più bassa in superficie è stata osservata a gennaio, a una profondità di 2 m si verifica all'inizio di marzo. Le osservazioni mostrano che la temperatura nello strato di temperatura annuale costante è vicina alla temperatura media annuale dell'aria sopra la superficie.

L'acqua, avendo una capacità termica maggiore e una conducibilità termica inferiore rispetto alla terra, si riscalda più lentamente e rilascia calore più lentamente. Alcuni dei raggi solari che cadono sulla superficie dell'acqua vengono assorbiti dallo strato più alto e alcuni di essi penetrano a una profondità considerevole, riscaldando direttamente parte del suo strato.

La mobilità dell'acqua rende possibile il trasferimento di calore. A causa della miscelazione turbolenta, il trasferimento di calore in profondità avviene da 1000 a 10.000 volte più velocemente rispetto alla conduzione del calore. Quando gli strati superficiali dell'acqua si raffreddano, si verifica la convezione termica, accompagnata dalla miscelazione. Le fluttuazioni giornaliere della temperatura sulla superficie dell'Oceano alle alte latitudini sono in media solo di 0,1°, alle latitudini temperate - 0,4°, alle latitudini tropicali - 0,5°. La profondità di penetrazione di queste vibrazioni è di 15-20 m. Le ampiezze di temperatura annuali sulla superficie dell'Oceano vanno da 1° alle latitudini equatoriali a 10,2° alle latitudini temperate. Le fluttuazioni di temperatura annuali penetrano fino a una profondità di 200-300 m I momenti di massima temperatura nei corpi idrici sono tardivi rispetto alla terraferma. Il massimo si verifica a circa 15-16 ore, il minimo - 2-3 ore dopo l'alba.

Regime termico dello strato inferiore dell'atmosfera.

L'aria viene riscaldata principalmente non direttamente dai raggi solari, ma per il trasferimento di calore ad essa da parte della superficie sottostante (i processi di irraggiamento e conduzione del calore). Il ruolo più importante nel trasferimento di calore dalla superficie agli strati sovrastanti della troposfera è svolto da scambio termico e trasferimento del calore latente di vaporizzazione. Viene chiamato il movimento casuale delle particelle d'aria causato dal riscaldamento di una superficie sottostante riscaldata in modo non uniforme turbolenza termica o convezione termica.

Se invece di piccoli vortici caotici in movimento iniziano a predominare potenti movimenti d'aria ascendenti (termici) e meno potenti discendenti, si parla di convezione ordinato. Il riscaldamento dell'aria vicino alla superficie si precipita verso l'alto, trasferendo calore. La convezione termica può svilupparsi solo fintanto che l'aria ha una temperatura superiore alla temperatura dell'ambiente in cui sale (uno stato instabile dell'atmosfera). Se la temperatura dell'aria in aumento è uguale alla temperatura dell'ambiente circostante, l'aumento si interrompe (uno stato indifferente dell'atmosfera); se l'aria diventa più fredda dell'ambiente, inizierà ad affondare (lo stato stazionario dell'atmosfera).

Con il movimento turbolento dell'aria, sempre più sue particelle, a contatto con la superficie, ricevono calore e, salendo e mescolandosi, lo danno ad altre particelle. La quantità di calore ricevuta dall'aria dalla superficie attraverso la turbolenza è 400 volte maggiore della quantità di calore che riceve come risultato dell'irraggiamento e, come risultato del trasferimento per conduzione del calore molecolare, quasi 500.000 volte. Il calore viene trasferito dalla superficie all'atmosfera insieme all'umidità evaporata da essa e quindi rilasciato durante il processo di condensazione. Ogni grammo di vapore acqueo contiene 600 calorie di calore latente di vaporizzazione.

Nell'aria in aumento, la temperatura cambia a causa di adiabatico processo, cioè senza scambio termico con ambiente, convertendo l'energia interna del gas in lavoro e il lavoro in energia interna. Poiché l'energia interna è proporzionale alla temperatura assoluta del gas, la temperatura cambia. L'aria che sale si espande, esegue il lavoro per il quale consuma energia interna e la sua temperatura diminuisce. L'aria discendente, al contrario, viene compressa, l'energia spesa per l'espansione viene rilasciata e la temperatura dell'aria aumenta.

Secco o contenente vapore acqueo, ma non saturo di essi, l'aria, salendo, si raffredda adiabaticamente di 1 ° ogni 100 m L'aria satura di vapore acqueo si raffredda di meno di 1 ° quando sale a 100 m, poiché in essa si verifica condensa, accompagnata mediante rilascio di calore, compensando parzialmente il calore speso per l'espansione.

La quantità di raffreddamento dell'aria satura quando sale di 100 m dipende dalla temperatura dell'aria e così via pressione atmosferica e varia ampiamente. L'aria insatura, discendente, si riscalda di 1 ° ogni 100 m, saturata di una quantità minore, poiché in essa avviene l'evaporazione, per la quale viene speso calore. L'aria satura in aumento di solito perde umidità durante le precipitazioni e diventa insatura. Quando viene abbassata, tale aria si riscalda di 1 ° ogni 100 m.

Di conseguenza, la diminuzione della temperatura durante l'aumento è inferiore al suo aumento durante la caduta e l'aria che è salita e poi è scesa allo stesso livello alla stessa pressione avrà temperatura diversa- la temperatura finale sarà superiore a quella iniziale. Un tale processo è chiamato pseudoadiabatico.

Poiché l'aria viene riscaldata principalmente dalla superficie attiva, la temperatura nella bassa atmosfera, di regola, diminuisce con l'altezza. Il gradiente verticale per la troposfera è in media di 0,6° per 100 m, è considerato positivo se la temperatura diminuisce con l'altezza e negativo se aumenta. Nello strato superficiale inferiore dell'aria (1,5-2 m), le pendenze verticali possono essere molto ampie.

Viene chiamato l'aumento della temperatura con l'altezza inversione, e uno strato d'aria in cui la temperatura aumenta con l'altezza, - strato di inversione. Nell'atmosfera si possono quasi sempre osservare strati di inversione. Sulla superficie terrestre, quando è fortemente raffreddata, a causa dell'irraggiamento, inversione radiativa(inversione della radiazione) . Appare nelle limpide notti estive e può coprire uno strato di diverse centinaia di metri. In inverno, con tempo sereno, l'inversione persiste per diversi giorni e anche settimane. Le inversioni invernali possono coprire uno strato fino a 1,5 km.

Le condizioni di rilievo contribuiscono al rafforzamento dell'inversione: aria fredda scorre nella depressione e vi ristagna. Tali inversioni sono chiamate orografico. Inversioni potenti chiamate accidentale, formato quando relativamente aria calda arriva su una superficie fredda, raffreddandone gli strati inferiori. Le inversioni advective diurne sono debolmente espresse, di notte sono potenziate dal raffreddamento radiativo. In primavera la formazione di tali inversioni è facilitata dal manto nevoso che non si è ancora sciolto.

Le gelate sono associate al fenomeno dell'inversione della temperatura nello strato d'aria superficiale. Congela - una diminuzione della temperatura dell'aria di notte a 0° e al di sotto in un momento in cui le temperature medie giornaliere sono superiori a 0° (autunno, primavera). Può anche darsi che le gelate si osservino solo sul terreno quando la temperatura dell'aria al di sopra è superiore allo zero.

Lo stato termico dell'atmosfera influisce sulla propagazione della luce al suo interno. Nei casi in cui la temperatura cambia bruscamente con l'altezza (aumenta o diminuisce), ci sono miraggi.

Miraggio - un'immagine immaginaria di un oggetto che appare sopra di esso (miraggio superiore) o sotto di esso (miraggio inferiore). Meno comuni sono i miraggi laterali (l'immagine appare di lato). La causa dei miraggi è la curvatura della traiettoria dei raggi luminosi provenienti da un oggetto all'occhio dell'osservatore, a causa della loro rifrazione al confine di strati con densità diverse.

La variazione di temperatura giornaliera e annuale nella troposfera inferiore fino a un'altezza di 2 km riflette generalmente la variazione della temperatura superficiale. Con la distanza dalla superficie, le ampiezze delle fluttuazioni di temperatura diminuiscono e i momenti di massimo e minimo vengono ritardati. Le fluttuazioni giornaliere della temperatura dell'aria in inverno sono evidenti fino a un'altezza di 0,5 km, in estate fino a 2 km.

L'ampiezza delle fluttuazioni della temperatura diurna diminuisce con l'aumentare della latitudine. L'ampiezza giornaliera più grande è nelle latitudini subtropicali, la più piccola in quelle polari. Alle latitudini temperate, le ampiezze diurne sono diverse tempi differenti dell'anno. Alle alte latitudini, l'ampiezza giornaliera più grande è in primavera e in autunno, alle latitudini temperate - in estate.

L'andamento annuale della temperatura dell'aria dipende principalmente dalla latitudine del luogo. Dall'equatore ai poli, l'ampiezza annuale delle fluttuazioni della temperatura dell'aria aumenta.

Esistono quattro tipi di variazione annuale della temperatura in base all'ampiezza dell'ampiezza e al momento dell'inizio delle temperature estreme.

tipo equatoriale caratterizzato da due massimi (dopo gli equinozi) e due minimi (dopo i solstizi). L'ampiezza sull'Oceano è di circa 1°, sulla terraferma - fino a 10°. La temperatura è positiva tutto l'anno.

Tipo tropicale - un massimo (dopo il solstizio d'estate) e un minimo (dopo solstizio d'inverno). L'ampiezza sull'Oceano è di circa 5°, a terra - fino a 20°. La temperatura è positiva tutto l'anno.

Tipo moderato - un massimo (nell'emisfero settentrionale sulla terraferma a luglio, sull'Oceano ad agosto) e un minimo (nell'emisfero settentrionale sulla terraferma a gennaio, sull'Oceano a febbraio). Si distinguono chiaramente quattro stagioni: calda, fredda e due di transizione. L'ampiezza della temperatura annuale aumenta con l'aumentare della latitudine, così come con la distanza dall'Oceano: sulla costa 10 °, lontano dall'Oceano - fino a 60 ° e oltre (a Yakutsk - -62,5 °). La temperatura durante la stagione fredda è negativa.

tipo polare - l'inverno è molto lungo e freddo, l'estate è breve e fresca. Le ampiezze annuali sono di 25° e più (sulla terraferma fino a 65°). La temperatura è negativa per la maggior parte dell'anno. Il quadro complessivo dell'andamento annuale della temperatura dell'aria è complicato dall'influenza di fattori, tra i quali assume particolare importanza la superficie sottostante. Sulla superficie dell'acqua la variazione annuale di temperatura è attenuata, sulla terraferma, invece, è più pronunciata. La copertura di neve e ghiaccio riduce notevolmente le temperature annuali. Anche l'altezza del luogo sopra il livello dell'Oceano, il rilievo, la distanza dall'Oceano e la nuvolosità influiscono. Il regolare andamento della temperatura annuale dell'aria è disturbato da disturbi causati dall'intrusione di aria fredda o, al contrario, calda. Un esempio può essere il ritorno primaverile del freddo (onde fredde), il ritorno del caldo autunnale, il disgelo invernale alle latitudini temperate.

Distribuzione della temperatura dell'aria sulla superficie sottostante.

Se la superficie terrestre fosse omogenea e l'atmosfera e l'idrosfera fossero stazionarie, la distribuzione del calore sulla superficie terrestre sarebbe determinata solo dall'afflusso di radiazione solare e la temperatura dell'aria diminuirebbe gradualmente dall'equatore ai poli, rimanendo la stesso ad ogni parallelo (temperature solari). Le temperature medie annue dell'aria, infatti, sono determinate dal bilancio termico e dipendono dalla natura della superficie sottostante e dal continuo scambio termico interlatitudinale effettuato spostando l'aria e le acque dell'Oceano, e quindi differiscono notevolmente da quelle solari.

Le effettive temperature medie annuali dell'aria vicino alla superficie terrestre sono inferiori alle basse latitudini e, al contrario, superiori a quelle solari alle alte latitudini. Nell'emisfero sud, le temperature medie annuali effettive a tutte le latitudini sono inferiori a quelle del nord. La temperatura media dell'aria vicino alla superficie terrestre nell'emisfero settentrionale a gennaio è di +8°C, a luglio +22°C; al sud - +10°C a luglio, +17°C a gennaio. La temperatura media dell'aria per l'anno sulla superficie terrestre è di +14 ° C nel suo insieme.

Se segniamo le temperature medie annuali o mensili più alte su diversi meridiani e le colleghiamo, otteniamo una linea massimo termico, spesso chiamato equatore termico. Probabilmente è più corretto considerare come equatore termico il parallelo (cerchio latitudinale) con le temperature medie normali più alte dell'anno o di qualsiasi mese. L'equatore termico non coincide con quello geografico ed è "spostato" a nord. Durante l'anno si sposta da 20° N. sh. (in luglio) a 0° (in gennaio). Ci sono diverse ragioni per lo spostamento dell'equatore termico verso nord: la predominanza della terra alle latitudini tropicali dell'emisfero settentrionale, il polo freddo antartico e, forse, la durata dell'estate è importante (l'estate nell'emisfero sud è più breve ).

Cinture termiche.

Le isoterme vengono portate oltre i confini delle cinture termiche (di temperatura). Ci sono sette zone termali:

cintura calda, situata tra l'isoterma annuale + 20° degli emisferi nord e sud; due zone temperate, delimitate dal lato dell'equatore dall'isoterma annuale + 20°, dai poli dall'isoterma + 10° della mese caldo;

Due cinture fredde, situato tra l'isoterma + 10° e il mese più caldo;

Due cinture di gelo situato in prossimità dei poli e delimitato dall'isoterma 0° del mese più caldo. Nell'emisfero nord questa è la Groenlandia e lo spazio vicino al polo nord, nell'emisfero sud - l'area all'interno del parallelo di 60° S. sh.

Le zone di temperatura sono alla base delle zone climatiche. All'interno di ogni cintura, ci sono grande varietà temperature in funzione della superficie sottostante. Sulla terra, l'influenza del rilievo sulla temperatura è molto grande. La variazione di temperatura con l'altezza ogni 100 m non è la stessa nelle diverse zone di temperatura. Il gradiente verticale nello strato chilometrico inferiore della troposfera varia da 0° sulla superficie del ghiaccio dell'Antartide a 0,8° in estate sui deserti tropicali. Pertanto, il metodo per portare le temperature al livello del mare utilizzando una pendenza media (6°/100 m) può talvolta portare a errori grossolani. La variazione di temperatura con l'altezza è la causa della zonalità climatica verticale.

Regime termico dell'atmosfera

temperatura locale

La variazione totale della temperatura nel fisso
punto geografico, a seconda dell'individuo
sono chiamati cambiamenti nello stato dell'aria e per avvezione
cambiamento locale (locale).
Qualsiasi stazione meteorologica, che non cambia
la sua posizione sulla superficie terrestre,
essere considerato come tale.
Strumenti meteorologici - termometri e
termografi, fissati in uno o nell'altro
luogo, registrare esattamente le modifiche locali
temperatura dell'aria.
Un termometro su un pallone che vola nel vento e,
rimanendo quindi nella stessa massa
aria, mostra il cambiamento individuale
temperatura in questa massa.

Regime termico dell'atmosfera

Distribuzione della temperatura dell'aria in
spazio e il suo cambiamento nel tempo
Stato termico dell'atmosfera
definito:
1. Scambio termico con l'ambiente
(con superficie sottostante, attiguo
masse d'aria e spazio esterno).
2. Processi adiabatici
(associato a variazioni della pressione atmosferica,
soprattutto quando ci si sposta in verticale
3. Processi di advezione
(il trasferimento di aria calda o fredda che influisce sulla temperatura all'interno
dato punto)

Scambio di calore

Percorsi di trasferimento del calore
1) Radiazioni
in assorbimento
irraggiamento dell'aria dal sole e dalla terra
superfici.
2) Conducibilità termica.
3) Evaporazione o condensazione.
4) Formazione o scioglimento di ghiaccio e neve.

Percorso di scambio termico radiativo

1. Assorbimento diretto
c'è poca radiazione solare nella troposfera;
può causare un aumento
temperatura dell'aria di appena
circa 0,5° al giorno.
2. Qualcosa di più importante è
perdita di calore dall'aria
radiazione a onde lunghe.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
dove
S - irraggiamento solare diretto acceso
superficie orizzontale;
D - radiazione solare diffusa accesa
superficie orizzontale;
Ea è la controradiazione dell'atmosfera;
Rk e Rd - riflessi dalla superficie sottostante
radiazione a onde corte e lunghe;
Ez - radiazione ad onda lunga del sottostante
superfici.

Bilancio radiativo della superficie sottostante

B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2
Presta attenzione a:
Q = S + D Questa è la radiazione totale;
Rd è un valore molto piccolo e di solito non lo è
tenere in considerazione;
Rk =Q *Ak, dove A è l'albedo della superficie;
Eef \u003d Ez - Ea
Noi abbiamo:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

Bilancio termico della superficie sottostante

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
dove Lt-zh e Lzh-g - calore specifico di fusione
e vaporizzazione (condensazione), rispettivamente;
Mn e Mk sono le masse d'acqua coinvolte
corrispondenti transizioni di fase;
Qa e Qp-p - flusso di calore nell'atmosfera e attraverso
superficie sottostante agli strati sottostanti
suolo o acqua.

strato superficiale e attivo

Il regime di temperatura del sottostante

La superficie sottostante è
superficie del suolo (suolo, acqua, neve e
ecc.), interagendo con l'atmosfera
nel processo di scambio di calore e umidità.
Lo strato attivo è lo strato di terreno (incluso
vegetazione e manto nevoso) o acqua,
partecipare allo scambio termico con l'ambiente,
alla profondità della quale il quotidiano e
sbalzi di temperatura annuali.

10. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Nel terreno, radiazione solare, penetrante
ad una profondità di decimi di mm,
convertito in calore, che
trasmessa agli strati sottostanti
conducibilità termica molecolare.
Nell'acqua penetra la radiazione solare
profondità fino a decine di metri e il trasferimento
si verifica calore agli strati sottostanti
turbolento
miscelazione, termica
convezione ed evaporazione

11. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Sbalzi di temperatura giornalieri
applicare:
in acqua - fino a decine di metri,
nel terreno - meno di un metro
Sbalzi di temperatura annuali
applicare:
in acqua - fino a centinaia di metri,
nel terreno - 10-20 metri

12. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Il calore che affiora alla superficie dell'acqua durante il giorno e l'estate penetra
ad una notevole profondità e riscalda una grande colonna d'acqua.
La temperatura dello strato superiore e la superficie stessa dell'acqua
sorge poco.
Nel terreno, il calore in entrata è distribuito in una tomaia sottile
strato, che diventa così molto caldo.
Di notte e in inverno, l'acqua perde calore dallo strato superficiale, ma
invece arriva il calore accumulato dagli strati sottostanti.
Pertanto, la temperatura sulla superficie dell'acqua diminuisce
lentamente.
Sulla superficie del terreno, la temperatura diminuisce quando viene rilasciato calore
veloce:
il calore accumulato in un sottile strato superiore lo lascia rapidamente
senza rifornimento dal basso.

13. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Durante il giorno e l'estate, la temperatura sulla superficie del suolo è superiore alla temperatura sul terreno
superficie dell'acqua; inferiore di notte e in inverno.
Le fluttuazioni giornaliere e annuali della temperatura sulla superficie del suolo sono maggiori,
inoltre, molto più che sulla superficie dell'acqua.
Durante la stagione calda, il bacino d'acqua si accumula in uno strato abbastanza spesso
acqua, una grande quantità di calore, che si sprigiona nell'atmosfera quando è freddo
la stagione.
Il terreno durante la stagione calda emette la maggior parte del calore durante la notte,
che riceve durante il giorno e ne accumula poco durante l'inverno.
Alle medie latitudini, durante il semestre caldo dell'anno, 1,5-3
kcal di calore per centimetro quadrato di superficie.
Nella stagione fredda, il suolo cede questo calore all'atmosfera. Valore ±1,5-3
kcal/cm2 all'anno è il ciclo termico annuale del suolo.
Sotto l'influenza del manto nevoso e della vegetazione in estate, l'annuale
la circolazione del calore nel suolo diminuisce; per esempio, vicino a Leningrado del 30%.
Ai tropici, il fatturato annuo di calore è inferiore rispetto alle latitudini temperate, da allora
ci sono meno differenze annuali nell'afflusso di radiazione solare.

14. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Il fatturato annuo di calore dei grandi serbatoi è di circa 20
volte più del fatturato annuo di calore
suolo.
Il Mar Baltico emette aria quando fa freddo 52
kcal / cm2 e accumula la stessa quantità nella stagione calda.
Fatturato annuo di calore del Mar Nero ±48 kcal/cm2,
Come risultato di queste differenze, la temperatura dell'aria sopra
inferiore dal mare in estate e superiore in inverno che sulla terraferma.

15. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
La terra si riscalda rapidamente e
si raffredda.
L'acqua si scalda lentamente e lentamente
si raffredda
(capacità termica specifica dell'acqua in
3-4 volte più terreno)
La vegetazione riduce l'ampiezza
sbalzi di temperatura diurni
superficie del suolo.
Il manto nevoso protegge il terreno da
un'intensa dispersione di calore (in inverno, il suolo
si blocca di meno)

16.

ruolo chiave nella creazione
regime di temperatura della troposfera
giochi di scambio termico
aria con la superficie terrestre
per conduzione

17. Processi che influenzano il trasferimento di calore nell'atmosfera

Processi che influenzano il trasferimento di calore
atmosfera
1). Turbolenza
(miscelazione
aria con disordinato
movimento caotico).
2).Termico
convezione
(trasporto aereo in verticale
direzione che si verifica quando
riscaldamento dello strato sottostante)

18. Cambiamenti nella temperatura dell'aria

Cambiamenti nella temperatura dell'aria
1).
periodico
2). Non periodico
Modifiche non periodiche
temperatura dell'aria
Associato all'avvezione di masse d'aria
da altre parti della terra
Tali cambiamenti sono frequenti e significativi in
latitudini temperate,
sono associati al ciclonico
attività, in piccolo
scale - con venti locali.

19. Variazioni periodiche della temperatura dell'aria

Le variazioni di temperatura giornaliere e annuali sono
carattere periodico.
Cambiamenti diurni
La temperatura dell'aria cambia
corso giornaliero seguendo la temperatura
superficie terrestre, da cui
l'aria è riscaldata

20. Variazione giornaliera della temperatura

Variazione giornaliera della temperatura
Curve diurne pluriennali
le temperature sono curve morbide,
simile alle sinusoidi.
In climatologia, è considerato
variazione diurna della temperatura dell'aria,
media su molti anni.

21. sulla superficie del suolo (1) e nell'aria ad un'altezza di 2 m (2). Mosca (MSU)

La variazione media diurna della temperatura in superficie
suolo (1) e
in aria ad un'altezza di 2 m (2). Mosca (MSU)

22. Variazione media giornaliera della temperatura

Variazione media giornaliera della temperatura
La temperatura sulla superficie del suolo ha una variazione diurna.
Il suo minimo si osserva circa mezz'ora dopo
Alba.
A questo punto, l'equilibrio di radiazione della superficie del suolo
diventa uguale a zero - trasferimento di calore dallo strato superiore
la radiazione efficace del suolo è bilanciata
aumento dell'afflusso di radiazioni totali.
Lo scambio di calore non radiativo in questo momento è trascurabile.

23. Variazione media giornaliera della temperatura

Variazione media giornaliera della temperatura
La temperatura sulla superficie del suolo aumenta fino a 13-14 ore,
quando raggiunge il suo massimo nel corso giornaliero.
Dopodiché, la temperatura inizia a scendere.
Il bilancio delle radiazioni nelle ore pomeridiane, invece,
rimane positivo; ma
trasferimento di calore durante il giorno dallo strato superiore del terreno a
atmosfera si verifica non solo attraverso efficace
radiazione, ma anche attraverso una maggiore conduttività termica, e
anche con una maggiore evaporazione dell'acqua.
Continua anche il trasferimento di calore nella profondità del terreno.
Pertanto, la temperatura sulla superficie del suolo e scende
dalle ore 13-14 fino al minimo mattutino.

24.

25. Temperatura superficiale del suolo

Le temperature massime sulla superficie del suolo sono generalmente più elevate
che nell'aria all'altezza della cabina meteorologica. Questo è chiaro:
durante il giorno, la radiazione solare riscalda principalmente il suolo, e già
riscalda l'aria.
Nella regione di Mosca in estate sulla superficie del suolo nudo
si osservano temperature fino a + 55 ° e nei deserti anche fino a + 80 °.
I minimi di temperatura notturna, al contrario, si verificano a
la superficie del suolo è più bassa che nell'aria,
poiché, prima di tutto, il terreno viene raffreddato in modo efficace
radiazione, e già da essa l'aria viene raffreddata.
In inverno nella regione di Mosca, le temperature notturne in superficie (in questo momento
innevato) può scendere sotto i -50°, in estate (tranne luglio) - fino a zero. Sul
superficie della neve all'interno dell'Antartide, anche la media
la temperatura mensile di giugno è di circa -70°, e in alcuni casi può
scendere a -90°.

26. Intervallo di temperatura giornaliero

Intervallo di temperatura giornaliero
Questa è la differenza tra il massimo
e temperatura minima giornaliera.
Intervallo di temperatura giornaliero
ricambi d'aria:
dalle stagioni dell'anno,
per latitudine
a seconda della natura
superficie sottostante,
a seconda del terreno.

27. Variazioni dell'ampiezza della temperatura giornaliera (Asu)

I cambiamenti

1. In inverno, Asut è meno che in estate
2. Con l'aumentare della latitudine, un giorno. decrescente:
a latitudine 20 - 30°
a terra A giorni = 12 ° С
ad una latitudine di 60° al giorno. = 6°C
3. Spazi aperti
sono caratterizzati da un giorno A maggiore. :
per steppe e deserti medi
Asut \u003d 15-20 ° С (fino a 30 ° С),

28. Variazioni dell'ampiezza della temperatura giornaliera (Aut)

I cambiamenti
ampiezza della temperatura giornaliera (Asu)
4. Vicinanza di bacini idrici
riduce Un giorno.
5.Su morfologie convesse
(cime e pendii di montagne) Un giorno. più piccola,
che in pianura
6. In morfologie concave
(cave, valli, burroni, ecc. E più giorni.

29. Influenza della copertura del suolo sulla temperatura superficiale del suolo

La copertura vegetale riduce il raffreddamento del suolo durante la notte.
La radiazione notturna si verifica principalmente con
la superficie della vegetazione stessa, che sarà la maggiore
fresco.
Il terreno sotto la vegetazione mantiene una maggiore
temperatura.
Tuttavia, durante il giorno, la vegetazione impedisce le radiazioni
riscaldando il terreno.
Escursione termica giornaliera sotto la vegetazione,
così ridotta, e la temperatura media giornaliera
abbassato.
Quindi, la copertura vegetale generalmente raffredda il terreno.
A Regione di Leningrado superficie del suolo sotto campo
le colture possono essere 15° più fredde durante il giorno rispetto a
terreno incolto. In media, fa più freddo al giorno
terreno esposto di 6°, e anche a una profondità di 5-10 cm rimane
una differenza di 3-4°.

30. Influenza della copertura del suolo sulla temperatura superficiale del suolo

Il manto nevoso protegge il terreno in inverno dall'eccessiva dispersione di calore.
Le radiazioni provengono dalla superficie del manto nevoso stesso e dal terreno sottostante
rimane più caldo del suolo nudo. Allo stesso tempo, l'ampiezza giornaliera
le temperature sulla superficie del suolo sotto la neve scendono bruscamente.
Nella zona centrale del territorio europeo della Russia con un manto nevoso di altezza
40-50 cm, la temperatura della superficie del terreno sottostante è di 6-7 ° superiore a
la temperatura del suolo nudo, e 10° superiore alla temperatura su
la superficie del manto nevoso stesso.
Il congelamento del terreno invernale sotto la neve raggiunge una profondità di circa 40 cm e senza
la neve può estendersi a profondità superiori a 100 cm.
Quindi, la copertura vegetale in estate riduce la temperatura sulla superficie del suolo e
il manto nevoso in inverno, invece, lo aumenta.
L'effetto combinato della copertura vegetale in estate e della copertura nevosa in inverno si riduce
ampiezza annuale della temperatura sulla superficie del suolo; questa riduzione è
circa 10° rispetto al terreno nudo.

31. Distribuzione del calore in profondità nel terreno

Maggiore è la densità e il contenuto di umidità del terreno, il
meglio conduce il calore, più veloce
diffondersi sempre più a fondo
penetrano le fluttuazioni di temperatura.
Indipendentemente dal tipo di terreno, il periodo di oscillazione
la temperatura non cambia con la profondità.
Ciò significa che non solo in superficie, ma anche su
profondità rimane un corso giornaliero con un periodo di 24
ore tra ogni due consecutive
alti o bassi
e un corso annuale della durata di 12 mesi.

32. Distribuzione del calore in profondità nel terreno

Le ampiezze di oscillazione diminuiscono con la profondità.
Aumentando la profondità progressione aritmetica
porta ad una progressiva diminuzione dell'ampiezza
geometrico.
Quindi, se in superficie l'ampiezza giornaliera è di 30°, e
a una profondità di 20 cm 5 °, quindi a una profondità di 40 cm sarà più stretto
meno di 1°.
Ad una profondità relativamente bassa, il quotidiano
l'ampiezza diminuisce così tanto che diventa
praticamente uguale a zero.
A questa profondità (circa 70-100 cm, in diversi casi
diverso) inizia uno strato di costante giornaliero
temperatura.

33. Variazione giornaliera della temperatura nel terreno a diverse profondità da 1 a 80 cm Pavlovsk, maggio.

34. Sbalzi di temperatura annuali

L'ampiezza delle fluttuazioni di temperatura annuali diminuisce da
profondità.
Tuttavia, le fluttuazioni annuali si estendono a un livello più ampio
profondità, che è abbastanza comprensibile: per la loro distribuzione
c'è più tempo.
Le ampiezze delle fluttuazioni annuali diminuiscono quasi fino a
zero a una profondità di circa 30 m alle latitudini polari,
circa 15-20 m alle medie latitudini,
circa 10 m ai tropici
(dove e sulla superficie del suolo le ampiezze annuali sono minori,
che alle medie latitudini).
A queste profondità inizia uno strato di costante annuale
temperatura.

35.

I tempi delle temperature massime e minime
sia nel corso giornaliero che in quello annuale sono in ritardo di profondità
in proporzione a lei.
Questo è comprensibile, poiché ci vuole tempo perché il calore si diffonda
profondità.
Gli estremi giornalieri per ogni 10 cm di profondità sono ritardati di
2,5-3,5 ore.
Ciò significa che a una profondità, ad esempio, di 50 cm, il massimo giornaliero
visto dopo mezzanotte.
Gli alti e bassi annuali sono in ritardo di 20-30 giorni
ogni metro di profondità.
Quindi, a Kaliningrad a una profondità di 5 m, la temperatura minima
osservato non a gennaio, come sulla superficie del suolo, ma a maggio,
massimo - non a luglio, ma a ottobre

36. Variazione annuale della temperatura del suolo a diverse profondità da 3 a 753 cm a Kaliningrad.

37. Distribuzione della temperatura nel suolo verticalmente nelle diverse stagioni

In estate, la temperatura scende dalla superficie del suolo alla profondità.
Cresce in inverno.
In primavera, prima cresce e poi diminuisce.
In autunno prima diminuisce e poi cresce.
Possono essere rappresentate le variazioni di temperatura nel terreno con la profondità durante il giorno o l'anno
utilizzando un grafico isopletico.
L'asse x rappresenta il tempo in ore o mesi dell'anno.
L'asse y è la profondità nel terreno.
Ogni punto del grafico corrisponde ad un certo tempo e ad una certa profondità. Sul
il grafico traccia le temperature medie a diverse profondità in diverse ore o
mesi.
Dopo aver disegnato le isolinee che collegano punti con temperature uguali,
per esempio, ogni grado o ogni 2 gradi, otteniamo una famiglia
isopleto termico.
In base a questo grafico è possibile determinare il valore della temperatura in qualsiasi momento della giornata.
o giorno dell'anno e per qualsiasi profondità all'interno del grafico.

38. Isopleti della variazione annuale della temperatura del suolo a Tbilisi

Isoplets della variazione annuale di temperatura nel terreno in
Tbilisi

39. Andamento giornaliero e annuale della temperatura sulla superficie dei serbatoi e negli strati superiori dell'acqua

Il riscaldamento e il raffreddamento si diffondono nei corpi idrici per più di
strato spesso che nel terreno, e in aggiunta avendo una maggiore
capacità termica rispetto al suolo.
Come risultato di questo cambiamento di temperatura sulla superficie dell'acqua
molto piccolo.
La loro ampiezza è dell'ordine dei decimi di grado: circa 0,1-
0,2° alle latitudini temperate,
circa 0,5° ai tropici.
Nei mari meridionali dell'URSS, l'ampiezza della temperatura giornaliera è maggiore:
1-2°;
ancora di più sulla superficie dei grandi laghi alle latitudini temperate:
2-5°.
Fluttuazioni diurne della temperatura dell'acqua superficiale dell'oceano
avere un massimo di circa 15-16 ore e un minimo dopo 2-3 ore
dopo l'alba.

40. Variazione giornaliera della temperatura alla superficie del mare (curva piena) e ad un'altezza di 6 m in aria (curva tratteggiata) in un ambiente tropicale

atlantico

41. Andamento giornaliero e annuale della temperatura sulla superficie dei serbatoi e negli strati superiori dell'acqua

Ampiezza annuale delle fluttuazioni della temperatura superficiale
oceano molto più del quotidiano.
Ma è inferiore all'ampiezza annuale sulla superficie del suolo.
Ai tropici è di circa 2-3°, a 40° N. sh. circa 10°, e a 40° S.
sh. circa 5°.
Sui mari interni e sui laghi di acque profonde,
ampiezze annuali significativamente grandi - fino a 20° o più.
Sia le fluttuazioni giornaliere che annuali si propagano nell'acqua
(anche, ovviamente, tardivamente) a profondità maggiori che nel suolo.
Le fluttuazioni giornaliere si trovano nel mare a profondità fino a 15
20 m e oltre, e annuale - fino a 150-400 m.

42. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

La temperatura dell'aria cambia giornalmente
seguendo la temperatura della superficie terrestre.
Poiché l'aria viene riscaldata e raffreddata
la superficie terrestre, l'ampiezza della variazione diurna
la temperatura nella cabina meteorologica è più bassa,
che sulla superficie del suolo, in media circa
di un terzo.

43. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

Un aumento della temperatura dell'aria inizia con un aumento della
temperatura del suolo (15 minuti dopo) al mattino,
dopo l'alba. A 13-14 ore la temperatura del suolo,
inizia a cadere.
A 14-15 ore si uniforma con la temperatura dell'aria;
D'ora in poi, con un ulteriore calo della temperatura
il terreno inizia a calare e la temperatura dell'aria.
Quindi, il minimo nel corso giornaliero della temperatura
l'aria sulla superficie terrestre cade in tempo
poco dopo l'alba,
e un massimo di 14-15 ore.

44. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

Il corso giornaliero della temperatura dell'aria è abbastanza corretto
si manifesta solo con tempo sereno stabile.
Sembra ancora più logico in media da un grande
numero di osservazioni: curve diurne a lungo termine
temperatura - curve morbide, simili alle sinusoidi.
Ma in alcuni giorni, la variazione diurna della temperatura dell'aria può
essere molto sbagliato.
Dipende dai cambiamenti nella nuvolosità che cambiano il radiativo
condizioni sulla superficie terrestre, nonché dall'avvezione, cioè da
afflusso di masse d'aria a diversa temperatura.
Per questi motivi, la temperatura minima può variare
anche durante il giorno e al massimo - di notte.
La variazione diurna della temperatura può scomparire del tutto o la curva
il cambiamento diurno assumerà una forma complessa e irregolare.

45. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

Il corso diurno regolare è sovrapposto o mascherato
sbalzi di temperatura non periodici.
Ad esempio, a Helsinki a gennaio c'è il 24%
la probabilità che la temperatura massima giornaliera
essere tra mezzanotte e l'una del mattino, e
solo il 13% di possibilità che cada
intervallo di tempo da 12 a 14 ore.
Anche ai tropici, dove gli sbalzi termici non periodici sono più deboli che alle latitudini temperate, il massimo
le temperature sono nel pomeriggio
solo nel 50% di tutti i casi.

46. ​​​​Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

In climatologia, di solito si considera la variazione diurna
temperatura dell'aria media su un lungo periodo.
In un tale corso medio giornaliero, cambiamenti non periodici
temperature che scendono più o meno uniformemente
tutte le ore del giorno si cancellano a vicenda.
Di conseguenza, la curva di variazione diurna a lungo termine ha
carattere semplice vicino a sinusoidale.
Si consideri, ad esempio, la variazione giornaliera della temperatura dell'aria in
Mosca a gennaio e luglio, calcolata per pluriennale
dati.
Pluriennale temperatura media per ogni ora
Giorni di gennaio o luglio, quindi secondo la media ottenuta
i valori orari sono stati costruiti curve a lungo termine
corso giornaliero di gennaio e luglio.

47. Andamento giornaliero della temperatura dell'aria a Mosca in gennaio e luglio. I dati indicano le temperature medie mensili di gennaio e luglio.

48. Cambiamenti giornalieri nell'ampiezza della temperatura dell'aria

L'ampiezza giornaliera della temperatura dell'aria varia a seconda della stagione,
latitudine, nonché a seconda della natura del suolo e
terreno.
In inverno, è inferiore rispetto all'estate, così come l'ampiezza
temperatura superficiale sottostante.
Con l'aumentare della latitudine, l'ampiezza della temperatura giornaliera
l'aria diminuisce al diminuire dell'altezza di mezzogiorno del sole
oltre l'orizzonte.
Sotto latitudini di 20-30° a terra, la media annuale giornaliera
ampiezza della temperatura di circa 12°,
sotto i 60° di latitudine circa 6°,
a 70° di latitudine solo 3°.
Alle latitudini più alte dove il sole non sorge o
arriva molti giorni di seguito, regolare corso giornaliero
nessuna temperatura.

49. Influenza della natura del suolo e della copertura del suolo

Maggiore è l'intervallo diurno della temperatura stessa
superficie del suolo, maggiore è l'ampiezza giornaliera
temperatura dell'aria al di sopra di esso.
Nelle steppe e nei deserti, l'ampiezza media giornaliera
raggiunge 15-20°, a volte 30°.
È più piccolo al di sopra dell'abbondante copertura vegetale.
La vicinanza di sorgenti d'acqua influisce anche sull'ampiezza diurna.
bacini: nelle zone costiere è ribassato.

50. Influenza di soccorso

Su morfologie convesse (sulle cime e su
pendii montuosi e collinari) escursione termica giornaliera
l'aria è ridotta rispetto al terreno pianeggiante.
In morfologie concave (in valli, burroni e avvallamenti)
è aumentato.
Il motivo è che su morfologie convesse
l'aria ha una ridotta area di contatto con
superficie sottostante e ne viene rapidamente rimossa, venendo sostituita
nuove masse d'aria.
Nelle morfologie concave, l'aria si riscalda più fortemente
superficie e ristagna maggiormente durante il giorno e di notte
raffredda più fortemente e scorre lungo i pendii. Ma in stretto
gole, dove sia l'afflusso di radiazioni che le radiazioni effettive
ridotte, le ampiezze diurne sono inferiori a quelle larghe
valli

51. Influenza dei mari e degli oceani

Piccole ampiezze di temperatura diurna in superficie
i mari hanno anche piccole ampiezze diurne
temperatura dell'aria sul mare.
Tuttavia, questi ultimi sono ancora superiori al quotidiano
ampiezze sulla superficie del mare stesso.
Ampiezze diurne sulla superficie dell'oceano aperto
misurato solo in decimi di grado;
ma nello strato inferiore d'aria sopra l'oceano raggiungono 1 -
1,5°),
e più nei mari interni.
Le ampiezze di temperatura nell'aria sono aumentate perché
sono influenzati dall'avvezione delle masse d'aria.
Anche l'assorbimento diretto gioca un ruolo.
radiazione solare dagli strati inferiori dell'aria durante il giorno e
radiazioni da loro di notte.

52. Modifica dell'ampiezza della temperatura giornaliera con l'altezza

Le fluttuazioni giornaliere della temperatura nell'atmosfera si estendono a
uno strato più potente delle fluttuazioni diurne nell'oceano.
Ad un'altitudine di 300 m slm, l'ampiezza della variazione di temperatura giornaliera
circa il 50% dell'ampiezza sulla superficie terrestre e i valori estremi
le temperature arrivano 1,5-2 ore dopo.
Ad un'altitudine di 1 km, l'escursione termica giornaliera sulla terraferma è di 1-2°,
a un'altezza di 2-5 km 0,5-1 °, e il massimo diurno si sposta a
serata.
Al di sopra del mare, l'ampiezza della temperatura giornaliera aumenta leggermente con
alta nei chilometri inferiori, ma rimane comunque piccola.
Vengono rilevate anche piccole fluttuazioni di temperatura diurne
nella troposfera superiore e nella stratosfera inferiore.
Ma lì sono già determinati dai processi di assorbimento ed emissione
radiazione dall'aria e non dagli influssi della superficie terrestre.

53. L'influenza del terreno

In montagna, dove l'influenza della superficie sottostante è maggiore rispetto all'on
quote corrispondenti in atmosfera libera, giornalmente
l'ampiezza diminuisce con l'altezza più lentamente.
Su singole cime montuose, a quote superiori a 3000 m,
l'ampiezza giornaliera può essere ancora 3-4°.
Su alti e vasti altipiani, l'escursione termica diurna
aria dello stesso ordine delle pianure: radiazione assorbita
e la radiazione effettiva è qui grande, come lo è la superficie
contatto dell'aria con il suolo.
La gamma giornaliera di temperatura dell'aria alla stazione di Murghab a
Nel Pamir la media annuale è di 15,5°, mentre a Tashkent è di 12°.

54.

55. Radiazione della superficie terrestre

Strati superiori di terra e acqua, nevosi
la copertura e la vegetazione stessa si irradiano
radiazioni a onde lunghe; questo terreno
la radiazione viene spesso definita intrinseca
radiazione dalla superficie terrestre.

56. Radiazione della superficie terrestre

Temperature assolute della superficie terrestre
sono compresi tra 180 e 350°.
A queste temperature, la radiazione emessa
praticamente sta dentro
4-120 micron,
e il massimo della sua energia cade sulle lunghezze d'onda
10-15 micron.
Pertanto, tutta questa radiazione
infrarosso, invisibile alla vista.

57.

58. Radiazione atmosferica

L'atmosfera si riscalda assorbendo sia la radiazione solare
(sebbene in una proporzione relativamente piccola, circa il 15% del totale
quantità che arriva sulla Terra) e la sua
radiazione dalla superficie terrestre.
Inoltre, riceve calore dalla superficie terrestre.
per conduzione di calore, nonché per evaporazione e
successiva condensazione del vapore acqueo.
Essendo riscaldata, l'atmosfera si irradia.
Proprio come la superficie terrestre, irradia un invisibile
radiazione infrarossa nella stessa gamma
lunghezze d'onda.

59. Contro radiazioni

La maggior parte (70%) delle radiazioni atmosferiche proviene da
la superficie terrestre, il resto va nel mondo
spazio.
La radiazione atmosferica che raggiunge la superficie terrestre è chiamata controradiazione.
In arrivo perché è diretto verso
autoirraggiamento della superficie terrestre.
La superficie terrestre assorbe questa contro radiazione
quasi interamente (del 90-99%). Così è
per la superficie terrestre un'importante fonte di calore in
oltre alla radiazione solare assorbita.

60. Contro radiazioni

La controradiazione aumenta con l'aumentare della nuvolosità,
perché le nuvole stesse irradiano fortemente.
Per le stazioni pianeggianti di latitudini temperate, la media
contro intensità di radiazione (per ciascuno
centimetro quadrato di terra orizzontale
superficie al minuto)
circa 0,3-0,4 cal,
alle stazioni a monte - circa 0,1-0,2 cal.
Questa è una diminuzione della controirradiazione con l'altezza
a causa della diminuzione del contenuto di vapore acqueo.
La più grande contro radiazione è all'equatore, dove
l'atmosfera è la più calda e la più ricca di vapore acqueo.
Vicino all'equatore 0,5-0,6 cal/cm2 min in media,
Alle latitudini polari fino a 0,3 cal/cm2 min.

61. Contro radiazioni

La sostanza principale nell'atmosfera che assorbe
radiazione terrestre e invio in arrivo
radiazione, è vapore acqueo.
Assorbe la radiazione infrarossa in un grande
regione spettrale - da 4,5 a 80 micron, ad eccezione di
intervallo tra 8,5 e 11 micron.
Con un contenuto medio di vapore acqueo nell'atmosfera
radiazione con lunghezze d'onda da 5,5 a 7,0 micron o più
assorbito quasi completamente.
Solo nell'intervallo di 8,5-11 micron di radiazione terrestre
passa attraverso l'atmosfera nello spazio esterno.

62.

63.

64. Radiazione efficace

La contro radiazione è sempre leggermente inferiore a quella terrestre.
Di notte, quando non c'è radiazione solare, arriva la superficie terrestre
solo contro radiazioni.
La superficie terrestre perde calore a causa della differenza positiva tra
propria e contro radiazione.
La differenza tra la radiazione della terra
superficie e contro radiazione dell'atmosfera
chiamata radiazione efficace

65. Radiazione efficiente

La radiazione efficace è
perdita netta di energia radiante, e
da qui il calore dalla superficie terrestre
di notte

66. Radiazione efficace

Con crescente nuvolosità, in aumento
contro radiazione, radiazione efficace
diminuisce.
Con tempo nuvoloso, radiazione efficace
molto meno che in chiaro;
Con tempo nuvoloso meno e notte
raffreddamento della superficie terrestre.

67. Radiazione efficace

Radiazione efficace, ovviamente,
esiste anche durante il giorno.
Ma durante il giorno si sovrappone o parzialmente
compensato dal solare assorbito
radiazione. Pertanto, la superficie terrestre
più caldo di giorno che di notte, per cui,
tra le altre cose, e radiazione efficace
di più durante il giorno.

68. Radiazione efficace

Assorbe la radiazione terrestre e invia in arrivo
radiazione alla superficie terrestre, atmosfera
la maggior parte riduce il raffreddamento di quest'ultimo in
notte.
Durante il giorno, fa poco per impedire il riscaldamento della terra.
superficie dalla radiazione solare.
Questa è l'influenza dell'atmosfera sul regime termico della terra
superficie prende il nome di effetto serra.
per analogia esterna con l'azione degli occhiali
serre.

69. Radiazione efficace

In generale, la superficie terrestre è media
latitudini perde di efficacia
radiazioni circa la metà
la quantità di calore che riceve
dalla radiazione assorbita.

70. Bilancio di radiazione della superficie terrestre

La differenza tra la radiazione assorbita e il bilancio di radiazione della superficie terrestre In presenza di manto nevoso, il bilancio di radiazione
va a valori positivi solo in quota
il sole è di circa 20-25°, poiché con un grande albedo di neve
il suo assorbimento della radiazione totale è piccolo.
Durante il giorno, il bilancio della radiazione aumenta con l'aumentare dell'altitudine.
sole e diminuisce con la sua diminuzione.
Di notte, quando non c'è radiazione totale,
il bilancio di radiazione negativo è
radiazione efficace
e quindi cambia poco durante la notte, a meno che
le condizioni delle nuvole rimangono le stesse.

76. Bilancio di radiazione della superficie terrestre

Valori medi di mezzogiorno
bilancio delle radiazioni a Mosca:
in estate con un cielo sereno - 0,51 kW / m2,
in inverno con cielo sereno - 0,03 kW / m2
estate in condizioni medie
nuvolosità - 0,3 kW / m2,
inverno in condizioni medie
la copertura nuvolosa è di circa 0 kW/m2.

77.

78.

79. Bilancio di radiazione della superficie terrestre

Il bilancio di radiazione è determinato da un misuratore di equilibrio.
Ha una piastra ricevente annerita
puntando verso il cielo
e l'altro - fino alla superficie terrestre.
La differenza nel riscaldamento della piastra lo consente
determinare il valore del bilancio di radiazione.
Di notte, è uguale al valore dell'effettivo
radiazione.

80. Radiazione nello spazio mondiale

La maggior parte delle radiazioni dalla superficie terrestre
assorbito nell'atmosfera.
Solo nell'intervallo di lunghezze d'onda di 8,5-11 micron passa
atmosfera nello spazio mondiale.
Questo importo in uscita è solo il 10%, di
afflusso di radiazione solare al confine dell'atmosfera.
Ma, in aggiunta, l'atmosfera stessa si irradia nel mondo
spazio circa il 55% dell'energia proveniente dall'ingresso
radiazione solare,
cioè, molte volte più grande della superficie terrestre.

81. Radiazione nello spazio mondiale

Le radiazioni provenienti dagli strati inferiori dell'atmosfera vengono assorbite
suoi strati sovrastanti.
Ma, mentre ti allontani dalla superficie terrestre, il contenuto
vapore acqueo, il principale assorbitore di radiazioni,
diminuisce, ed è necessario uno strato d'aria sempre più spesso,
per assorbire le radiazioni provenienti da
gli strati sottostanti.
A partire da una certa altezza del vapore acqueo in generale
non abbastanza per assorbire tutta la radiazione,
proveniente dal basso, e da questi strati superiori parte
le radiazioni atmosferiche andranno nel mondo
spazio.
I calcoli mostrano che l'irradiazione più forte
Gli strati spaziali dell'atmosfera si trovano ad altitudini di 6-10 km.

82. Radiazione nello spazio mondiale

Radiazione a onde lunghe della superficie terrestre e
si chiama atmosfera che va nello spazio
radiazione in uscita.
Sono circa 65 unità, se prendiamo per 100 unità
afflusso di radiazione solare nell'atmosfera. Insieme a
solare a onde corte riflesse e sparse
radiazione che fuoriesce dall'atmosfera
un importo di circa 35 unità (albedo planetario della Terra),
questa radiazione in uscita compensa l'afflusso di solare
radiazione alla terra.
Così, la Terra, insieme all'atmosfera, perde
quanta radiazione riceve, cioè
è in uno stato di radioso (radiazione)
bilancia.

83. Bilancio delle radiazioni

Qin entrata = Quscita
Qincoming \u003d I * S proiezioni * (1-A)
σ
1/4
T =
Q flusso = S terra * * T4
T=
0
252K

84. Costanti fisiche

I - Costante solare - 1378 W/m2
R(Terra) - 6367 km.
A - l'albedo medio della Terra - 0,33.
Σ - Costante di Stefan-Boltzmann -5,67 * 10 -8
W/m2K4

B - contento. Saldo, P-calore ricevuto a molek. scambio termico con la superficie Terra. Len - ricevuto da condensa. umidità.

Bilancio termico dell'atmosfera:

B - contento. Equilibrio, P-costi del calore per molecola. scambio termico con gli strati inferiori dell'atmosfera. Gn - costi del calore per molecola. scambio termico con gli strati inferiori del suolo Len è il consumo di calore per l'evaporazione dell'umidità.

Riposa sulla mappa

10) Regime termico della superficie sottostante:

La superficie che viene riscaldata direttamente dai raggi solari e cede calore agli strati di terreno e aria sottostanti è chiamata superficie attiva.

La temperatura della superficie attiva è determinata dal bilancio termico.

L'andamento giornaliero della temperatura della superficie attiva raggiunge un massimo di 13 ore, la temperatura minima è intorno al momento dell'alba. Massima. e min. le temperature durante il giorno possono variare a causa della nuvolosità, dell'umidità del suolo e della copertura vegetale.

Il valore della temperatura dipende da:

1. Dalla latitudine geografica della zona
2. Dal periodo dell'anno
3. A proposito di nuvolosità
4. Dalle proprietà termiche della superficie
5. Dalla vegetazione
6. Da esposizione pendii

Nell'andamento annuale delle temperature, il massimo di pasto medio e alto nell'emisfero settentrionale si osserva a luglio, e il minimo a gennaio. Alle basse latitudini, le ampiezze annuali delle fluttuazioni di temperatura sono piccole.

La distribuzione della temperatura in profondità dipende dalla capacità termica e dalla sua conducibilità termica.Ci vuole tempo per trasferire il calore da uno strato all'altro, ogni 10 metri di riscaldamento successivo degli strati, ogni strato assorbe parte del calore, quindi più profondo è lo strato , minore è il calore che riceve e minori sono le fluttuazioni di temperatura al suo interno. in media, a una profondità di 1 m, le fluttuazioni giornaliere della temperatura si fermano, le fluttuazioni annuali alle basse latitudini terminano a una profondità di 5-10 m. alle medie latitudini in su a 20 m di altezza 25 m. Lo strato di temperatura costante, lo strato di terreno che si trova tra la superficie attiva e lo strato di temperatura costante, è chiamato strato attivo.

Funzionalità di distribuzione. Fourier è stato coinvolto nella temperatura della terra, ha formulato le leggi di propagazione del calore nel suolo, o "leggi di Fourier":

1))). Maggiore è la densità e l'umidità del terreno, migliore è la conduzione del calore, più veloce è la distribuzione in profondità e più in profondità penetra il calore. La temperatura non dipende dai tipi di terreno. Il periodo di oscillazione non cambia con la profondità

2))). Un aumento della profondità in una progressione aritmetica porta ad una diminuzione dell'ampiezza della temperatura in una progressione geometrica.

3))) La tempistica di inizio delle temperature massime e minime, sia nell'andamento giornaliero che in quello annuale delle temperature, decade con la profondità in proporzione all'aumento della profondità.

11.Riscaldamento dell'atmosfera. Avvezione.. La principale fonte di vita e di molti processi naturali sulla Terra è l'energia radiante del Sole, o l'energia della radiazione solare. Ogni minuto, 2,4 x 10 18 cal di energia solare entrano nella Terra, ma questo è solo un due miliardesimo di essa. Distinguere tra radiazione diretta (proveniente direttamente dal Sole) e diffusa (irradiata da particelle d'aria in tutte le direzioni). La loro totalità, arrivando su una superficie orizzontale, è chiamata radiazione totale. Il valore annuo della radiazione totale dipende principalmente dall'angolo di incidenza dei raggi solari sulla superficie terrestre (che è determinato dalla latitudine geografica), dalla trasparenza dell'atmosfera e dalla durata dell'illuminazione. In generale, la radiazione totale diminuisce dalle latitudini equatoriale-tropicali verso i poli. È massimo (circa 850 J / cm 2 all'anno, o 200 kcal / cm 2 all'anno) - nei deserti tropicali, dove la radiazione solare diretta è più intensa a causa dell'elevata altitudine del Sole e del cielo senza nuvole.

Il sole riscalda principalmente la superficie della Terra, riscalda l'aria da essa. Il calore viene ceduto all'aria per irraggiamento e conduzione. L'aria riscaldata dalla superficie terrestre si espande e sale: ecco come si formano le correnti convettive. La capacità della superficie terrestre di riflettere i raggi solari è chiamata albedo: la neve riflette fino al 90% della radiazione solare, la sabbia - 35% e la superficie bagnata del suolo circa il 5%. Quella parte della radiazione totale che rimane dopo averla spesa in riflessione e in radiazione termica dalla superficie terrestre è chiamata bilancio di radiazione (radiazione residua). Il bilancio di radiazione diminuisce regolarmente dall'equatore (350 J/cm 2 all'anno, o circa 80 kcal/cm 2 all'anno) ai poli, dove è prossimo allo zero. Dall'equatore alle subtropicali (quaranta), il bilancio di radiazione durante tutto l'anno è positivo, alle latitudini temperate in inverno è negativo. La temperatura dell'aria diminuisce anche verso i poli, che è ben riflessa dalle isoterme - linee che collegano punti con la stessa temperatura. Le isoterme del mese più caldo sono i confini di sette zone termiche. La zona calda è delimitata da isoterme da +20 °c a +10 °c, si estendono due poli moderati, da +10 °c a 0 °c - freddo. Due regioni polari di gelo sono delineate da un'isoterma zero: qui ghiaccio e neve praticamente non si sciolgono. La mesosfera si estende fino a 80 km, in cui la densità dell'aria è 200 volte inferiore a quella vicino alla superficie, e la temperatura diminuisce nuovamente con l'altezza (fino a -90°). Segue la ionosfera costituita da particelle cariche (qui si verificano aurore), il suo altro nome è la termosfera: questo guscio ha ricevuto a causa di temperature estremamente elevate (fino a 1500 °). Strati al di sopra di 450 km, alcuni scienziati chiamano l'esosfera, da qui le particelle scappano nello spazio.

L'atmosfera protegge la Terra dall'eccessivo surriscaldamento durante il giorno e dal raffreddamento notturno, protegge tutta la vita sulla Terra dalla radiazione solare ultravioletta, dai meteoriti, dai flussi corpuscolari e dai raggi cosmici.

avvezione- il movimento dell'aria in direzione orizzontale e il trasferimento con essa delle sue proprietà: temperatura, umidità e altre. In questo senso si parla, ad esempio, dell'avvezione del caldo e del freddo. L'avvezione di masse d'aria fredda e calda, secca e umida gioca un ruolo importante nei processi meteorologici e quindi influisce sullo stato del tempo.

Convezione- il fenomeno del trasferimento di calore in liquidi, gas o mezzi granulari da parte dei flussi della sostanza stessa (non importa se forzato o spontaneo). C'è un cosiddetto. convezione naturale, che si verifica spontaneamente in una sostanza quando viene riscaldata in modo non uniforme in un campo gravitazionale. Con tale convezione, gli strati inferiori della materia si riscaldano, diventano più leggeri e galleggiano verso l'alto, mentre gli strati superiori, al contrario, si raffreddano, diventano più pesanti e sprofondano, dopodiché il processo si ripete ancora e ancora. In determinate condizioni, il processo di miscelazione si auto-organizza nella struttura dei singoli vortici e si ottiene un reticolo più o meno regolare di celle di convezione.

Distinguere tra convezione laminare e turbolenta.

La convezione naturale è dovuta a molti fenomeni atmosferici, inclusa la formazione di nubi. Grazie allo stesso fenomeno, le placche tettoniche si muovono. La convezione è responsabile della comparsa dei granuli sul Sole.

processo adiabatico- un cambiamento dello stato termodinamico dell'aria che procede adiabaticamente (isentropicamente), cioè senza scambio di calore tra essa e l'ambiente (la superficie terrestre, lo spazio, altre masse d'aria).

12. Inversioni di temperatura nell'atmosfera, un aumento della temperatura dell'aria con l'altezza invece del solito per troposfera il suo declino. Inversioni di temperatura si trovano anche vicino alla superficie terrestre (superficie Inversioni di temperatura), e in un'atmosfera libera. Superficie Inversioni di temperatura il più delle volte si forma nelle notti calme (in inverno, a volte durante il giorno) a causa dell'intenso irraggiamento di calore dalla superficie terrestre, che porta al raffreddamento sia di se stessa che dello strato d'aria adiacente. Spessore superficiale Inversioni di temperaturaè da decine a centinaia di metri. L'aumento della temperatura nello strato di inversione varia da decimi di grado a 15-20 °C e oltre. Il terreno invernale più potente Inversioni di temperatura nella Siberia orientale e in Antartide.
Nella troposfera, sopra lo strato di terra, Inversioni di temperatura più spesso si formano in anticicloni per decantazione dell'aria, accompagnata dalla sua compressione, e, di conseguenza, riscaldamento (inversione di decantazione). Nelle zone fronti atmosferici Inversioni di temperatura si creano per effetto dell'afflusso di aria calda su quella fredda sottostante. Alta atmosfera (stratosfera, mesosfera, termosfera) Inversioni di temperatura a causa del forte assorbimento della radiazione solare. Quindi, ad altitudini da 20-30 a 50-60 km situato Inversioni di temperatura associato all'assorbimento della radiazione ultravioletta solare da parte dell'ozono. Alla base di questo strato la temperatura va da -50 a -70°C, al suo limite superiore sale a -10 - +10°C. Potente Inversioni di temperatura, a partire da un'altitudine di 80-90 km e si estende per centinaia km verso l'alto, è dovuto anche all'assorbimento della radiazione solare.
Inversioni di temperatura sono gli strati ritardanti nell'atmosfera; impediscono lo sviluppo di movimenti d'aria verticali, a seguito dei quali si accumulano vapore acqueo, polvere e nuclei di condensazione. Questo favorisce la formazione di strati di foschia, nebbia, nuvole. A causa dell'anomala rifrazione della luce all'interno Inversioni di temperatura a volte sorgono miraggi. A Inversioni di temperatura si formano anche guide d'onda atmosferiche, favorevole al lontano propagazione delle onde radio.

13.Tipi di variazione annuale della temperatura.G corso annuale della temperatura dell'aria in diversi aree geografiche vario. In base all'ampiezza dell'ampiezza e al tempo di insorgenza delle temperature estreme, si distinguono quattro tipi di variazione annuale della temperatura dell'aria.

tipo equatoriale. Nella zona equatoriale, due

temperatura massima - dopo la primavera e equinozio d'autunno, quando

il sole sopra l'equatore a mezzogiorno è allo zenit e due minimi sono dopo

solstizi d'inverno e d'estate, quando il sole è al minimo

altezza. Le ampiezze della variazione annuale sono qui piccole, il che si spiega con il piccolo

variazione del guadagno di calore durante l'anno. Sopra gli oceani, le ampiezze sono

circa 1 °С, e nei continenti 5-10 °С.

Tipo tropicale. Alle latitudini tropicali, c'è un ciclo annuale semplice

temperatura dell'aria con un massimo dopo l'estate e un minimo dopo l'inverno

solstizio. Ampiezze del ciclo annuale con distanza dall'equatore

aumento in inverno. L'ampiezza media del ciclo annuale nei continenti

è 10 - 20 ° C, negli oceani 5 - 10 ° C.

Tipo temperato. Alle latitudini temperate vi è anche una variazione annuale

temperature con un massimo dopo l'estate e un minimo dopo l'inverno

solstizio. Nei continenti dell'emisfero settentrionale, il massimo

temperatura media mensile osservato a luglio, oltre i mari e le coste - a

Agosto. Le ampiezze annuali aumentano con la latitudine. sugli oceani e

coste, hanno una media di 10-15°C, e ad una latitudine di 60° raggiungono

tipo polare. Le regioni polari sono caratterizzate da freddo prolungato

in inverno ed estati relativamente brevi e fresche. Ampiezze annuali superate

l'oceano e le coste dei mari polari sono 25-40 ° C e sulla terraferma

superare i 65 ° C. La temperatura massima si osserva ad agosto, la minima - in

Vengono rilevati i tipi considerati di variazione annuale della temperatura dell'aria

dati a lungo termine e rappresentano fluttuazioni periodiche regolari.

In alcuni anni, sotto l'influenza di intrusioni di masse calde e fredde,

deviazioni dai tipi indicati.

14. Caratteristiche dell'umidità dell'aria.

Umidità dell'aria, il contenuto di vapore acqueo nell'aria; una delle caratteristiche più essenziali del tempo e del clima. V. in. è di grande importanza in alcuni processi tecnologici, nel trattamento di numerose malattie, nella conservazione di opere d'arte, libri, ecc.

Le caratteristiche di V. in. servire: 1) elasticità (o pressione parziale) e vapore acqueo, espresso in n/m 2 (a mmHg Arte. o dentro mb), 2) umidità assoluta un - la quantità di vapore acqueo in entrata g/mq 3; 3) umidità specifica q- la quantità di vapore acqueo in entrata G sul kg aria umida; 4) rapporto di miscelazione w, determinata dalla quantità di vapore acqueo contenuta G sul kg aria secca; 5) umidità relativa r- rapporto di elasticità e vapore acqueo contenuto nell'aria alla massima elasticità e vapore acqueo che satura lo spazio sopra una superficie piana di acqua pura (elasticità di saturazione) ad una data temperatura, espressa in %; 6) carenza di umidità d- la differenza tra l'elasticità massima ed effettiva del vapore acqueo a una data temperatura e pressione; 7) punto di rugiada τ - la temperatura che assumerà l'aria se viene raffreddata isobaricamente (a pressione costante) allo stato di saturazione del vapore acqueo in essa contenuto.

V. in. l'atmosfera terrestre oscilla su un ampio intervallo. Quindi, vicino alla superficie terrestre, il contenuto di vapore acqueo nell'aria è in media dallo 0,2% in volume alle alte latitudini al 2,5% ai tropici. Di conseguenza, la pressione del vapore e alle latitudini polari in inverno meno di 1 mb(a volte solo centesimi mb) e in estate inferiore a 5 mb; ai tropici sale a 30 mb, e talvolta di più. Nei deserti subtropicali e abbassato a 5-10 mb (1 mb = 10 2 n/m 2). Umidità relativa r molto alto nella zona equatoriale (media annuale fino all'85% o più), così come alle latitudini polari e in inverno nei continenti delle medie latitudini - qui a causa della bassa temperatura dell'aria. In estate, le regioni monsoniche sono caratterizzate da un'elevata umidità relativa (India - 75-80%). Valori bassi r si osservano nei deserti subtropicali e tropicali e in inverno nelle regioni monsoniche (fino al 50% e meno). Con altezza r, un e q stanno diminuendo rapidamente. Ad un'altezza di 1,5-2 km la tensione di vapore è in media la metà di quella della superficie terrestre. Alla troposfera (inferiore 10-15 km) rappresenta il 99% del vapore acqueo nell'atmosfera. In media su ciascuno m 2 della superficie terrestre nell'aria contiene circa 28,5 kg vapore acqueo.

L'andamento giornaliero della pressione di vapore sul mare e nelle zone costiere è parallelo all'andamento giornaliero della temperatura dell'aria: il contenuto di umidità aumenta durante il giorno con un aumento dell'evaporazione. È la stessa routine quotidiana. e nelle regioni centrali dei continenti durante la stagione fredda. Una variazione diurna più complessa con due massimi - al mattino e alla sera - si osserva nelle profondità dei continenti in estate. Variazione giornaliera dell'umidità relativa rè inversa alla variazione diurna della temperatura: di giorno con un aumento della temperatura e, di conseguenza, con un aumento dell'elasticità di saturazione e l'umidità relativa diminuisce. L'andamento annuale della pressione di vapore è parallelo all'andamento annuale della temperatura dell'aria; L'umidità relativa cambia con il corso annuale inversamente alla temperatura. V. in. misurato igrometri e psicrometri.

15. Evaporazione- il processo fisico di transizione di una sostanza dallo stato liquido allo stato gassoso (vapore) dalla superficie di un liquido. Il processo di evaporazione è l'inverso del processo di condensazione (transizione da vapore a liquido).

Il processo di evaporazione dipende dall'intensità del movimento termico delle molecole: più velocemente si muovono le molecole, più veloce si verifica l'evaporazione. Oltretutto, fattori importanti che influiscono sul processo di evaporazione sono la velocità di diffusione esterna (rispetto alla sostanza), nonché le proprietà della sostanza stessa. In poche parole, con il vento, l'evaporazione avviene molto più velocemente. Per quanto riguarda le proprietà della sostanza, quindi, ad esempio, l'alcol evapora molto più veloce dell'acqua. Un fattore importante è anche la superficie del liquido da cui avviene l'evaporazione: da un decanter stretto, avverrà più lentamente che da un piatto largo.

Evaporazione- la massima evaporazione possibile in determinate condizioni meteorologiche da una superficie sottostante sufficientemente umida, cioè in condizioni di apporto illimitato di umidità. L'evaporazione è espressa in millimetri di acqua evaporata ed è molto diversa dall'evaporazione effettiva, specialmente nel deserto, dove l'evaporazione è vicina allo zero e l'evaporazione è di 2000 mm all'anno o più.

16.condensazione e sublimazione. La condensazione consiste nel cambiare la forma dell'acqua dalla sua stato gassoso(vapore acqueo) in acqua liquida o cristalli di ghiaccio. La condensazione si verifica principalmente nell'atmosfera quando l'aria calda sale, si raffredda e perde la sua capacità di contenere il vapore acqueo (uno stato di saturazione). Di conseguenza, il vapore acqueo in eccesso condensa sotto forma di nuvole di gocce. Il movimento verso l'alto formato dalle nuvole può essere causato dalla convezione nell'aria stratificata in modo insostenibile, dalla convergenza associata ai cicloni, dall'aumento dell'aria dai fronti e dall'aumento della topografia elevata come le montagne.

sublimazione- la formazione di cristalli di ghiaccio (gelo) immediatamente dal vapore acqueo senza passarli nell'acqua o il loro rapido raffreddamento al di sotto di 0°C in un momento in cui la temperatura dell'aria è ancora al di sopra di questo raffreddamento radiativo, che avviene nelle tranquille notti serene nella parte fredda dell'anno.

Rugiada- Visualizza precipitazione formati sulla superficie della terra, piante, oggetti, tetti di edifici, automobili e altri oggetti.

A causa del raffreddamento dell'aria, il vapore acqueo si condensa sugli oggetti vicini al suolo e si trasforma in goccioline d'acqua. Questo di solito accade di notte. Nelle regioni desertiche, la rugiada è un'importante fonte di umidità per la vegetazione. Un raffreddamento sufficientemente forte degli strati inferiori dell'aria si verifica quando, dopo il tramonto, la superficie terrestre viene rapidamente raffreddata dall'irraggiamento termico. Condizioni favorevoli per questo sono un cielo sereno e una copertura superficiale che emana facilmente calore, come l'erba. La formazione di rugiada particolarmente forte si verifica nelle regioni tropicali, dove l'aria nello strato superficiale contiene molto vapore acqueo e, a causa dell'intensa radiazione termica notturna della terra, viene notevolmente raffreddata. La brina si forma a basse temperature.

La temperatura dell'aria al di sotto della quale cade la rugiada è chiamata punto di rugiada.

Gelo- un tipo di precipitazione, che è un sottile strato di cristalli di ghiaccio formato dal vapore acqueo atmosferico. Spesso è accompagnata da nebbia.Come la rugiada, si forma a causa del raffreddamento della superficie a temperature negative, inferiori alla temperatura dell'aria, e della desublimazione del vapore acqueo in superficie, che si è raffreddato al di sotto di 0°C. Le particelle di brina assomigliano nella forma ai fiocchi di neve, ma differiscono da loro per una minore regolarità, poiché nascono in condizioni di minor equilibrio, sulla superficie di alcuni oggetti.

brina- tipo di precipitazione.

La brina è un deposito di ghiaccio su oggetti sottili e lunghi (rami di alberi, fili) nella nebbia.