Regimul de temperatură al suprafeței subiacente. Regimul termic al suprafeței și atmosferei pământului

Energia termică pătrunde în straturile inferioare ale atmosferei în principal de la suprafața subiacentă. Regimul termic al acestor straturi

este strâns legată de regimul termic al suprafeței pământului, așa că studiul său este, de asemenea, unul dintre sarcini importante meteorologie.

Principalele procese fizice în care solul primește sau degajă căldură sunt: ​​1) transferul radiant de căldură; 2) schimb de căldură turbulent între suprafața de bază și atmosferă; 3) schimb molecular de căldură între suprafața solului și stratul de aer adiacent fix inferior; 4) schimbul de căldură între straturile de sol; 5) transfer de căldură de fază: consum de căldură pentru evaporarea apei, topirea gheții și zăpezii la suprafața și în adâncimea solului sau eliberarea acestuia în timpul proceselor inverse.

Regimul termic al suprafeței pământului și al corpurilor de apă este determinat de caracteristicile termofizice ale acestora. Atentie specialaîn pregătire, ar trebui să se acorde atenție derivării și analizei ecuației de conductivitate termică a solului (ecuația Fourier). Dacă solul este uniform pe verticală, atunci temperatura acestuia t la o adâncime z la momentul t poate fi determinat din ecuația Fourier

Unde A- difuzivitate termică a solului.

Consecința acestei ecuații sunt legile de bază ale propagării fluctuațiilor de temperatură în sol:

1. Legea invarianței perioadei de oscilație cu adâncimea:

T(z) = const(2)

2. Legea scăderii amplitudinii oscilațiilor cu adâncimea:

(3)

unde si sunt amplitudini la adancimi A- difuzivitate termică a stratului de sol situat între adâncimi;

3. Legea defazajului oscilațiilor cu adâncimea (legea întârzierii):

(4)

unde este întârzierea, adică diferența dintre momentele declanșării aceleiași faze de oscilații (de exemplu, maxime) la adâncimi și fluctuațiile de temperatură pătrund în sol până la adâncime znp definit de raportul:

(5)

În plus, este necesar să se acorde atenție unui număr de consecințe din legea scăderii amplitudinii oscilațiilor cu adâncimea:

a) adâncimile la care în diferite soluri ( ) amplitudini ale fluctuațiilor de temperatură cu aceeași perioadă ( = T 2) scădere în acelasi numar timpii sunt legați între ei ca rădăcini pătrate ale difuzivității termice a acestor soluri

b) adâncimile la care în același sol ( A= const) amplitudini ale fluctuațiilor de temperatură cu diferite perioade ( ) scade cu aceeasi suma =const, sunt legate între ele ca rădăcini pătrate ale perioadelor de oscilații

(7)

Este necesar să înțelegem clar semnificația fizică și caracteristicile formării fluxului de căldură în sol.

Densitatea de suprafață a fluxului de căldură în sol este determinată de formula:

unde λ este coeficientul de conductivitate termică a gradientului vertical de temperatură a solului.

Valoare instantanee R sunt exprimate în kW/m la cea mai apropiată sutime, sumele R -în MJ / m 2 (orar și zilnic - până la sutimi, lunar - până la unități, anual - până la zeci).

Densitatea medie a fluxului de căldură de suprafață prin suprafața solului pe un interval de timp t este descrisă de formula

unde C este capacitatea termică volumetrică a solului; interval; z „p- adâncimea de penetrare a fluctuaţiilor de temperatură; ∆tcp- diferenţa dintre temperaturile medii ale stratului de sol la adâncime znp la sfârșitul și la începutul intervalului m. Să dăm principalele exemple de sarcini pe tema „Regimul termic al solului”.

Sarcina 1. La ce adâncime scade e ori mai mare decât amplitudinea fluctuațiilor diurne în sol cu ​​un coeficient de difuzivitate termică A\u003d 18,84 cm 2 / h?

Soluţie. Din ecuația (3) rezultă că amplitudinea fluctuațiilor diurne va scădea cu un factor de e la adâncimea corespunzătoare condiției

Sarcina 2. Găsiți adâncimea de penetrare a fluctuațiilor zilnice de temperatură în granit și nisip uscat, dacă temperaturile extreme ale suprafeței zonelor învecinate cu sol de granit sunt de 34,8 °C și 14,5 °C, iar cu sol nisipos uscat 42,3 °C și 7,8 °C. difuzibilitatea termică a granitului A g \u003d 72,0 cm 2 / h, nisip uscat A n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Soluţie. Amplitudinea temperaturii pe suprafața granitului și a nisipului este egală cu:

Adâncimea de penetrare este considerată prin formula (5):

Datorită difuzivității termice mai mari a granitului, am obținut și o adâncime mai mare de penetrare a fluctuațiilor zilnice de temperatură.

Sarcina 3. Presupunând că temperatura stratului superior de sol se modifică liniar cu adâncimea, ar trebui să se calculeze densitatea fluxului de căldură la suprafață în nisipul uscat dacă temperatura la suprafață este de 23,6 "CU, iar temperatura la o adâncime de 5 cm este de 19,4 °C.

Soluţie. Gradientul de temperatură al solului în acest caz este egal cu:

Conductibilitatea termică a nisipului uscat λ= 1,0 W/m*K. Fluxul de căldură în sol este determinat de formula:

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

Regimul termic al stratului de suprafață al atmosferei este determinat în principal de amestecarea turbulentă, a cărei intensitate depinde de factori dinamici (rugozitatea suprafeței pământului și gradienții de viteză a vântului la diferite niveluri, scara mișcării) și de factori termici (neomogenitate). de încălzire a diferitelor părți ale suprafeței și distribuția verticală a temperaturii).

Pentru a caracteriza intensitatea amestecării turbulente se utilizează coeficientul de schimb turbulent Ași coeficientul de turbulență LA. Ele sunt legate prin relație

K \u003d A / p(10)

Unde R - densitatea aerului.

Coeficientul de turbulență LA măsurată în m 2 / s, cu precizie până la sutimi. De obicei, în stratul de suprafață al atmosferei se folosește coeficientul de turbulență LA] la inaltime G"= 1 m. În cadrul stratului de suprafață:

Unde z-înălțime (m).

Trebuie să cunoașteți metodele de bază de determinare LA\.

Sarcina 1. Calculați densitatea de suprafață a fluxului de căldură vertical în stratul de suprafață al atmosferei prin zona la nivelul căreia densitatea aerului este egală cu normalul, coeficientul de turbulență este de 0,40 m 2 /s, iar gradientul vertical de temperatură este de 30,0 ° C/100m.

Soluţie. Calculăm densitatea de suprafață a fluxului de căldură vertical prin formula

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

Studiați factorii care afectează regimul termic al stratului de suprafață al atmosferei, precum și modificările periodice și neperiodice ale temperaturii atmosferei libere. Ecuațiile echilibrului termic al suprafeței pământului și atmosferei descriu legea conservării energiei primite de stratul activ al Pământului. Luați în considerare cursul zilnic și anual al bilanţului termic și motivele modificărilor acestuia.

Literatură

Capitol SH, cap. 2, § 1 -8.

Întrebări pentru autoexaminare

1. Ce factori determină regimul termic al solului și al corpurilor de apă?

2. Care este semnificația fizică a caracteristicilor termofizice și cum afectează acestea regimul de temperatură al solului, aerului, apei?

3. De ce depind și de ce depind amplitudinile fluctuațiilor zilnice și anuale ale temperaturii suprafeței solului?

4. Formulați legile de bază ale distribuției fluctuațiilor de temperatură în sol?

5. Care sunt consecințele legilor de bază ale distribuției fluctuațiilor de temperatură în sol?

6. Care sunt adâncimile medii de pătrundere a fluctuațiilor zilnice și anuale de temperatură în sol și în corpurile de apă?

7. Care este efectul vegetației și al stratului de zăpadă asupra regimului termic al solului?

8. Care sunt caracteristicile regimului termic al corpurilor de apă, în contrast cu regimul termic al solului?

9. Ce factori influenţează intensitatea turbulenţelor din atmosferă?

10. Ce caracteristici cantitative ale turbulenței cunoașteți?

11. Care sunt principalele metode de determinare a coeficientului de turbulență, avantajele și dezavantajele acestora?

12. Desenați și analizați cursul zilnic al coeficientului de turbulență pe suprafețele de uscat și de apă. Care sunt motivele diferenței lor?

13. Cum se determină densitatea de suprafață a fluxului de căldură turbulent vertical în stratul de suprafață al atmosferei?

Solul este o componentă a sistemului climatic, care este cel mai activ acumulator caldura solara ajungând la suprafața pământului.

Cursul zilnic al temperaturii suprafeței de bază are un maxim și unul minim. Minimul are loc în jurul răsăritului, maximul are loc după-amiaza. Faza ciclului diurn și amplitudinea lui zilnică depind de anotimp, de starea suprafeței subiacente, de cantitatea și precipitațiile, precum și de amplasarea stațiilor, de tipul de sol și de compoziția sa mecanică.

Conform compoziției mecanice, solurile sunt împărțite în nisipoase, nisipoase și lutoase, care diferă prin capacitatea termică, difuzivitate termică și proprietăți genetice (în special, în culoare). Solurile întunecate absorb mai multă radiație solară și, prin urmare, se încălzesc mai mult decât solurile ușoare. Solurile nisipoase și nisipoase lutoase, caracterizate printr-un aspect mai mic, mai cald decât lut.

Cursul anual al temperaturii suprafeței subiacente prezintă o periodicitate simplă cu un minim iarna și un maxim vara. Pe cea mai mare parte a teritoriului Rusiei, cea mai ridicată temperatură a solului se observă în luna iulie Orientul îndepărtatîn fâșia de coastă a Mării Okhotsk, pe și - în iulie - august, în sudul regiunii Primorsky - în august.

Temperaturile maxime ale suprafeței subiacente în cea mai mare parte a anului caracterizează starea termică extremă a solului și numai pentru lunile cele mai reci - suprafața.

Condiţiile meteorologice favorabile ca suprafaţa subiacentă să atingă temperaturi maxime sunt: ​​vreme uşor înnorată, când afluxul radiaţiei solare este maxim; viteze scăzute ale vântului sau calm, deoarece o creștere a vitezei vântului crește evaporarea umidității din sol; o cantitate mică de precipitații, deoarece solul uscat este caracterizat de căldură și difuzivitate termică mai scăzute. În plus, în solul uscat există un consum mai mic de căldură pentru evaporare. Astfel, maximele absolute de temperatură sunt de obicei observate în cele mai senine zile însorite pe sol uscat și de obicei în orele după-amiezii.

Distribuția geografică a mediilor din maximele anuale absolute ale temperaturii suprafeței subiacente este similară cu distribuția izogeotermelor temperaturilor medii lunare ale suprafeței solului în luni de vară. Izogeotermele sunt în principal latitudinale. Influența mărilor asupra temperaturii suprafeței solului se manifestă prin faptul că pe coasta de vest a Japoniei și, pe Sahalin și Kamchatka, direcția latitudinală a izogeotermelor este perturbată și devine apropiată de meridională (se repetă contururile). litoral). În partea europeană a Rusiei, valorile mediei maximelor anuale absolute ale temperaturii suprafeței de bază variază de la 30–35°C pe coasta mărilor nordice până la 60–62°C în sudul Rostovului. Regiunea, în teritoriile Krasnodar și Stavropol, în Republica Kalmykia și Republica Daghestan. În zonă, media maximelor anuale absolute ale temperaturii suprafeței solului este cu 3–5°C mai mică decât în ​​zonele plane din apropiere, ceea ce este asociat cu influența cotelor asupra creșterii precipitațiilor în zonă și a umidității solului. Teritoriile de câmpie, închise de dealuri de vânturile predominante, se caracterizează printr-o cantitate redusă de precipitații și viteze mai scăzute ale vântului și, în consecință, valori crescute ale temperaturilor extreme ale suprafeței solului.

Cea mai rapidă creștere a temperaturilor extreme de la nord la sud are loc în zona de tranziție de la pădure și zone la zonă, care este asociată cu o scădere a precipitațiilor în zona de stepă și cu o modificare a compoziției solului. În sud, cu un nivel în general scăzut al conținutului de umiditate în sol, aceleași modificări ale umidității solului corespund unor diferențe mai semnificative de temperatură a solurilor care diferă unele de altele în compoziția mecanică.

Există, de asemenea, o scădere bruscă a mediei maximelor anuale absolute ale temperaturii suprafeței subiacente de la sud la nord în regiunile de nord ale părții europene a Rusiei, în timpul tranziției de la zona forestieră la zone și tundra - zone de umiditate excesivă. Regiunile nordice ale părții europene a Rusiei, datorită activității ciclonice active, printre altele, diferă de regiunile sudice printr-o cantitate crescută de înnorare, ceea ce reduce drastic sosirea radiației solare la suprafața pământului.

În partea asiatică a Rusiei, cele mai scăzute maxime medii absolute apar pe insule și în nord (12-19 ° С). Pe măsură ce ne îndreptăm spre sud, se înregistrează o creștere a temperaturilor extreme, iar în nordul părților europene și asiatice ale Rusiei, această creștere are loc mai brusc decât în ​​restul teritoriului. În zonele cu o cantitate minimă de precipitații (de exemplu, zonele dintre râurile Lena și Aldan), se disting buzunare de temperaturi extreme crescute. Întrucât regiunile sunt foarte complexe, temperaturile extreme ale suprafeței solului pentru stațiile situate în diferite forme de relief (regiuni montane, bazine, zone joase, văi ale marilor râuri siberiene) diferă foarte mult. Valorile medii ale maximelor anuale absolute ale temperaturii suprafeței subiacente ating cele mai înalte valori în sudul părții asiatice a Rusiei (cu excepția zonelor de coastă). În sudul regiunii Primorsky, media maximelor anuale absolute este mai mică decât în ​​regiunile continentale situate la aceeași latitudine. Aici valorile lor ajung la 55-59°C.

Temperaturile minime ale suprafeței subiacente se observă și în condiții destul de specifice: în nopțile cele mai reci, la ore apropiate de răsăritul soarelui, în condiții meteorologice anticiclonice, când înnorarea joasă favorizează radiația maximă efectivă.

Distribuția izogeotermelor medii din minimele anuale absolute ale temperaturii suprafeței subiacente este similară cu distribuția izotermelor temperaturilor minime ale aerului. În cea mai mare parte a teritoriului Rusiei, cu excepția regiunilor sudice și nordice, izogeotermele medii ale temperaturilor minime absolute anuale ale suprafeței subiacente capătă o orientare meridională (în scădere de la vest la est). În partea europeană a Rusiei, media temperaturilor minime anuale absolute ale suprafeței subiacente variază de la -25°C în regiunile de vest și de sud până la -40 ... -45°C în regiunile de est și, mai ales, de nord-est. (Timan Ridge și Bolshezemelskaya tundra). Cele mai mari valori medii ale minimelor absolute anuale de temperatură (–16…–17°C) au loc pe coasta Mării Negre. În cea mai mare parte a părții asiatice a Rusiei, media minimelor anuale absolute variază în intervalul -45 ... -55 ° С. O astfel de distribuție nesemnificativă și destul de uniformă a temperaturii pe un teritoriu vast este asociată cu uniformitatea condițiilor de formare a temperaturilor minime în zonele supuse influenței siberianului.

În zonele din Siberia de Est cu relief complex, în special în Republica Sakha (Yakutia), alături de factorii de radiație, caracteristicile de relief au un efect semnificativ asupra scăderii temperaturilor minime. Aici, în condițiile dificile ale unei țări muntoase în depresiuni și bazine, se creează condiții deosebit de favorabile pentru răcirea suprafeței subiacente. Republica Sakha (Yakutia) are cele mai scăzute valori medii ale minimelor anuale absolute ale temperaturii suprafeței subiacente din Rusia (până la –57…–60°C).

Pe coasta Mările arctice, datorita desfasurarii activitatii ciclonice active de iarna aici, temperaturile minime sunt mai ridicate decat in interior. Izogeotermele au o directie aproape latitudinala, iar scaderea mediei minimelor anuale absolute de la nord la sud se produce destul de repede.

Pe litoral, izogeotermele repetă contururile țărmurilor. Influența minimului aleutien se manifestă prin creșterea mediei minimelor absolute anuale în zona de coastă față de zonele interioare, în special pe coasta de sud a Primorsky Krai și pe Sahalin. Media minimelor anuale absolute aici este de –25…–30°C.

Înghețarea solului depinde de mărimea temperaturilor negative ale aerului în sezonul rece. Cel mai important factor care previne înghețarea solului este prezența stratului de zăpadă. Caracteristicile sale precum timpul de formare, puterea, durata de apariție determină adâncimea înghețului solului. Stabilirea tardivă a stratului de zăpadă contribuie la înghețarea mai mare a solului, deoarece în prima jumătate a iernii intensitatea înghețului solului este cea mai mare și, dimpotrivă, stabilirea timpurie a stratului de zăpadă previne înghețarea semnificativă a solului. Influența grosimii stratului de zăpadă este cea mai pronunțată în zonele cu temperaturi scăzute ale aerului.

La aceeași adâncime de îngheț depinde de tipul de sol, de compoziția sa mecanică și de umiditate.

De exemplu, în regiunile nordice Vestul Siberiei cu strat de zăpadă scăzut și gros, adâncimea înghețului solului este mai mică decât în ​​regiunile mai sudice și mai calde cu mici. O imagine deosebită are loc în regiunile cu strat de zăpadă instabil (regiunile sudice ale părții europene a Rusiei), unde poate contribui la creșterea adâncimii înghețului solului. Acest lucru se datorează faptului că, cu schimbări frecvente de îngheț și dezgheț, pe suprafața unui strat subțire de zăpadă se formează o crustă de gheață, al cărei coeficient de conductivitate termică este de câteva ori mai mare decât conductivitatea termică a zăpezii și a apei. Solul în prezența unei astfel de cruste se răcește și îngheață mult mai repede. Prezența acoperirii cu vegetație contribuie la scăderea adâncimii înghețului solului, deoarece reține și acumulează zăpada.

REGIMUL TERMIC AL SUPRAFEȚEI ȘI ATMOSFEREI DE SUBSTAGĂ

Suprafața încălzită direct de razele soarelui și care degajă căldură straturilor subiacente și aerului se numește activ. Temperatura suprafeței active, valoarea și modificarea acesteia (variația zilnică și anuală) sunt determinate de bilanţul termic.

Valoarea maximă a aproape tuturor componentelor bilanţului termic este observată în orele apropiate de prânz. Excepție este schimbul maxim de căldură în sol, care cade la orele dimineții.

Amplitudinile maxime ale variației diurne a componentelor bilanțului termic se notează în ora de vara, minim - iarna. În cursul diurn al temperaturii de suprafață, uscată și lipsită de vegetație, într-o zi senină, maxima are loc după ora 13:00, iar cea minimă are loc în jurul orei răsăritului. Înnorirea perturbă cursul regulat al temperaturii suprafeței și provoacă o schimbare a momentelor maxime și minime. Umiditatea și acoperirea cu vegetație influențează foarte mult temperatura suprafeței. Temperatura maximă a suprafeței în timpul zilei poate fi de + 80°C sau mai mult. Fluctuațiile zilnice ajung la 40°. Valoarea lor depinde de latitudinea locului, perioada anului, înnorabilitatea, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea, rugozitatea acesteia, acoperirea cu vegetație și expunerea pantei.

Cursul anual al temperaturii stratului activ este diferit la diferite latitudini. Temperatura maximă la latitudini medii și înalte se observă de obicei în iunie, cea minimă - în ianuarie. Amplitudinile fluctuațiilor anuale ale temperaturii stratului activ la latitudini joase sunt foarte mici; la latitudini medii pe uscat, ajung la 30°. Fluctuațiile anuale ale temperaturii suprafeței la latitudini temperate și înalte sunt puternic influențate de stratul de zăpadă.

Este nevoie de timp pentru a transfera căldura de la strat la strat, iar momentele de apariție a temperaturilor maxime și minime din timpul zilei sunt întârziate la fiecare 10 cm cu aproximativ 3 ore. Dacă cea mai mare temperatură de la suprafață a fost în jurul orei 13:00, la o adâncime de 10 cm temperatura maximă va veni în jurul orei 16:00, iar la o adâncime de 20 cm - la aproximativ 19:00 etc. Cu încălzire succesivă dintre straturile subiacente de cele de deasupra, fiecare strat absoarbe o anumită cantitate de căldură. Cu cât stratul este mai adânc, cu atât primește mai puțină căldură și cu atât fluctuațiile de temperatură în el sunt mai slabe. Amplitudinea fluctuațiilor zilnice de temperatură cu adâncimea scade de 2 ori la fiecare 15 cm. Aceasta înseamnă că dacă la suprafață amplitudinea este de 16°, atunci la o adâncime de 15 cm este de 8°, iar la o adâncime de 30 cm este de 4°.

La o adâncime medie de aproximativ 1 m, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „se stinge”. Stratul în care se opresc practic aceste oscilații se numește strat temperatura zilnică constantă.

Cu cât perioada de fluctuații de temperatură este mai lungă, cu atât acestea se răspândesc mai adânc. La latitudinile mijlocii, stratul de temperatură anuală constantă este situat la o adâncime de 19-20 m, la latitudini mari la adâncimea de 25 m. La latitudinile tropicale, amplitudinile anuale ale temperaturii sunt mici, iar stratul de amplitudine anuală constantă este situat la o adâncime de numai 5-10 m. iar temperaturile minime sunt întârziate în medie cu 20-30 de zile pe metru. Astfel, dacă cea mai scăzută temperatură de la suprafață a fost observată în ianuarie, la o adâncime de 2 m se produce la începutul lunii martie. Observațiile arată că temperatura din stratul de temperatură anuală constantă este apropiată de temperatura medie anuală a aerului deasupra suprafeței.

Apa, având o capacitate termică mai mare și o conductivitate termică mai mică decât pământul, se încălzește mai lent și eliberează căldură mai lent. Unele dintre razele solare care cad pe suprafața apei sunt absorbite de stratul superior, iar unele dintre ele pătrund la o adâncime considerabilă, încălzind direct o parte din stratul său.

Mobilitatea apei face posibil transferul de căldură. Datorită amestecării turbulente, transferul de căldură în profunzime are loc de 1000 - 10.000 de ori mai rapid decât prin conducerea căldurii. Când straturile de suprafață de apă se răcesc, are loc convecția termică, însoțită de amestecare. Fluctuațiile zilnice de temperatură pe suprafața Oceanului la latitudini mari sunt în medie de numai 0,1°, la latitudini temperate - 0,4°, la latitudini tropicale - 0,5°. Adâncimea de penetrare a acestor vibrații este de 15-20m. Amplitudinile anuale ale temperaturii de pe suprafața Oceanului variază de la 1° la latitudinile ecuatoriale până la 10,2° la latitudinile temperate. Fluctuațiile anuale de temperatură pătrund până la adâncimea de 200-300 m. Momentele de temperatură maximă în corpurile de apă sunt întârziate față de pământ. Maximul apare la aproximativ 15-16 ore, cel minim - 2-3 ore după răsărit.

Regimul termic al stratului inferior al atmosferei.

Aerul este încălzit, în principal, nu direct de razele soarelui, ci datorită transferului de căldură către acesta de către suprafața subiacentă (procesele de radiație și conducerea căldurii). Cel mai important rol în transferul de căldură de la suprafață către straturile supraiacente ale troposferei îl joacă schimbul de căldură și transferul căldurii latente de vaporizare. Se numește mișcarea aleatorie a particulelor de aer cauzată de încălzirea acesteia a unei suprafețe subiacente încălzite neuniform turbulențe termice sau convecție termică.

Dacă în loc de mici vârtejuri haotice în mișcare, încep să predomine mișcări puternice de aer ascendenți (termici) și mai puțin puternice descendente, convecția se numește ordonat.Încălzirea aerului de lângă suprafață se grăbește în sus, transferând căldură. Convecția termică se poate dezvolta doar atâta timp cât aerul are o temperatură mai mare decât temperatura mediului în care se ridică (o stare instabilă a atmosferei). Dacă temperatura aerului care se ridică este egală cu temperatura din jur, creșterea se va opri (o stare indiferentă a atmosferei); dacă aerul devine mai rece decât mediul, va începe să se scufunde (starea constantă a atmosferei).

Odată cu mișcarea turbulentă a aerului, tot mai multe dintre particulele sale, în contact cu suprafața, primesc căldură, iar ridicându-se și amestecându-se, o dau altor particule. Cantitatea de căldură primită de aer de la suprafață prin turbulență este de 400 de ori mai mare decât cantitatea de căldură pe care o primește ca urmare a radiației, iar ca urmare a transferului prin conducere moleculară a căldurii - de aproape 500.000 de ori. Căldura este transferată de la suprafață în atmosferă împreună cu umiditatea evaporată din aceasta și apoi eliberată în timpul procesului de condensare. Fiecare gram de vapori de apă conține 600 de calorii de căldură latentă de vaporizare.

În aerul în creștere, temperatura se modifică din cauza adiabatic proces, adică fără schimb de căldură cu mediu inconjurator, prin transformarea energiei interne a gazului în lucru și a muncii în energie internă. Deoarece energia internă este proporțională cu temperatura absolută a gazului, temperatura se modifică. Aerul care se ridică se extinde, efectuează lucrări pentru care cheltuiește energie internă, iar temperatura acestuia scade. Aerul care coboară, dimpotrivă, este comprimat, energia cheltuită pentru expansiune este eliberată, iar temperatura aerului crește.

Uscat sau care conține vapori de apă, dar nesaturați cu ei, aerul, în creștere, se răcește adiabatic cu 1 ° la fiecare 100 m. Aerul saturat cu vapori de apă se răcește cu mai puțin de 1 ° când se ridică la 100 m, deoarece în el are loc condens, însoțit prin eliberare de căldură, compensând parțial căldura consumată la expansiune.

Cantitatea de răcire a aerului saturat atunci când acesta crește cu 100 m depinde de temperatura aerului și de presiune atmosfericăși variază foarte mult. Aerul nesaturat, descendent, se încălzește cu 1 ° la 100 m, saturat cu o cantitate mai mică, deoarece în el are loc evaporarea, pentru care se consumă căldură. Aerul saturat în creștere pierde de obicei umiditatea în timpul precipitațiilor și devine nesaturat. Când este coborât, un astfel de aer se încălzește cu 1 ° la 100 m.

Ca urmare, scăderea temperaturii în timpul creșterii este mai mică decât creșterea acesteia în timpul căderii, iar aerul care a urcat și apoi a coborât la același nivel la aceeași presiune va avea temperatură diferită- temperatura finala va fi mai mare decat cea initiala. Un astfel de proces se numește pseudoadiabatic.

Deoarece aerul este încălzit în principal de la suprafața activă, temperatura din atmosfera inferioară, de regulă, scade odată cu înălțimea. Gradientul vertical pentru troposferă este în medie de 0,6° la 100 m. Este considerat pozitiv dacă temperatura scade odată cu înălțimea și negativ dacă crește. În stratul de suprafață inferior al aerului (1,5-2 m), pante verticale pot fi foarte mari.

Creșterea temperaturii cu înălțimea se numește inversiune, și un strat de aer în care temperatura crește odată cu înălțimea, - strat de inversare.În atmosferă, aproape întotdeauna pot fi observate straturi de inversare. La suprafața pământului, când este puternic răcită, ca urmare a radiațiilor, inversiune radiativă(inversarea radiațiilor) . Apare în nopțile senine de vară și poate acoperi un strat de câteva sute de metri. Iarna, pe vreme senină, inversiunea persistă câteva zile și chiar săptămâni. Inversiunile de iarnă pot acoperi un strat de până la 1,5 km.

Condițiile de relief contribuie la întărirea inversării: aer rece curge în jos în depresiune și stagnează acolo. Se numesc astfel de inversiuni orografice. Inversii puternice numite accidental, format când relativ aer cald ajunge la o suprafață rece, răcindu-și straturile inferioare. Inversiunile advective diurne sunt slab exprimate, noaptea sunt intensificate de racirea radiativa. Primăvara, formarea unor astfel de inversiuni este facilitată de stratul de zăpadă care încă nu s-a topit.

Înghețurile sunt asociate cu fenomenul de inversare a temperaturii în stratul de aer de suprafață. Îngheța - o scădere a temperaturii aerului noaptea la 0 ° și mai jos într-un moment în care temperaturile medii zilnice sunt peste 0 ° (toamnă, primăvară). Se poate, de asemenea, ca înghețurile să fie observate numai pe sol atunci când temperatura aerului deasupra acestuia este peste zero.

Starea termică a atmosferei afectează propagarea luminii în ea. În cazurile în care temperatura se schimbă brusc odată cu înălțimea (crește sau scade), există miraje.

Miraj - o imagine imaginară a unui obiect care apare deasupra lui (mirajul superior) sau sub el (mirajul inferior). Mai puțin frecvente sunt mirajele laterale (imaginea apare din lateral). Cauza mirajelor este curbura traiectoriei razelor de lumină care vin de la un obiect către ochiul observatorului, ca urmare a refracției acestora la limita straturilor cu densități diferite.

Variația zilnică și anuală a temperaturii în troposfera inferioară până la o înălțime de 2 km reflectă în general variația temperaturii de suprafață. Odată cu distanța de la suprafață, amplitudinile fluctuațiilor de temperatură scad, iar momentele de maxim și minim sunt întârziate. Fluctuațiile zilnice ale temperaturii aerului în timpul iernii sunt vizibile până la o înălțime de 0,5 km, vara - până la 2 km.

Amplitudinea fluctuațiilor diurne de temperatură scade odată cu creșterea latitudinii. Cea mai mare amplitudine zilnică este în latitudinile subtropicale, cea mai mică - în cele polare. În latitudinile temperate, amplitudinile diurne sunt diferite în timpuri diferite al anului. La latitudini mari, cea mai mare amplitudine zilnică este primăvara și toamna, la latitudinile temperate - vara.

Cursul anual al temperaturii aerului depinde în primul rând de latitudinea locului. De la ecuator la poli, amplitudinea anuală a fluctuațiilor de temperatură a aerului crește.

Există patru tipuri de variații anuale de temperatură în funcție de mărimea amplitudinii și de momentul declanșării temperaturilor extreme.

tip ecuatorial caracterizat prin două maxime (după echinocţiu) şi două minime (după solstiţii). Amplitudinea peste Ocean este de aproximativ 1°, pe uscat - până la 10°. Temperatura este pozitivă pe tot parcursul anului.

tip tropical - unul maxim (după solstițiul de vară) și unul minim (după solstitiul de iarna). Amplitudinea peste Ocean este de aproximativ 5°, pe uscat - până la 20°. Temperatura este pozitivă pe tot parcursul anului.

tip moderat - un maxim (în emisfera nordică peste uscat în iulie, peste Ocean în august) și un minim (în emisfera nordică peste uscat în ianuarie, peste Ocean în februarie). Se disting clar patru anotimpuri: cald, rece și două de tranziție. Amplitudinea temperaturii anuale crește odată cu creșterea latitudinii, precum și cu distanța față de Ocean: pe coastă 10 °, departe de Ocean - până la 60 ° și mai mult (în Yakutsk - -62,5 °). Temperatura în sezonul rece este negativă.

tip polar - iarna este foarte lungă și rece, vara este scurtă și răcoroasă. Amplitudinile anuale sunt de 25° și mai mult (pe uscat până la 65°). Temperatura este negativă în cea mai mare parte a anului. Imaginea de ansamblu a cursului anual al temperaturii aerului este complicată de influența unor factori, printre care suprafața de bază este de o importanță deosebită. La suprafața apei, variația anuală de temperatură este netezită; pe uscat, dimpotrivă, este mai pronunțată. Învelișul de zăpadă și gheață reduc foarte mult temperaturile anuale. Înălțimea locului deasupra nivelului Oceanului, relieful, distanța față de Ocean și înnorarea afectează, de asemenea. Cursul lin al temperaturii anuale a aerului este perturbat de perturbații cauzate de pătrunderea aerului rece sau, dimpotrivă, cald. Un exemplu poate fi revenirile de primăvară ale vremii reci (valuri de frig), revenirile de toamnă ale căldurii, dezghețurile de iarnă la latitudini temperate.

Distribuția temperaturii aerului la suprafața de bază.

Dacă suprafața pământului ar fi omogenă, iar atmosfera și hidrosfera ar fi staționare, distribuția căldurii pe suprafața Pământului ar fi determinată doar de afluxul radiației solare, iar temperatura aerului ar scădea treptat de la ecuator la poli, rămânând la fel la fiecare paralelă (temperaturi solare). Într-adevăr, temperaturile medii anuale ale aerului sunt determinate de bilanțul termic și depind de natura suprafeței subiacente și de schimbul de căldură interlatitudinal continuu realizat prin deplasarea aerului și apelor Oceanului și, prin urmare, diferă semnificativ de cele solare.

Temperaturile reale medii anuale ale aerului de lângă suprafața pământului la latitudini joase sunt mai scăzute, iar la latitudini mari, dimpotrivă, sunt mai mari decât cele solare. În emisfera sudică, temperaturile medii anuale reale la toate latitudinile sunt mai scăzute decât în ​​nordul. Temperatura medie a aerului de lângă suprafața pământului în emisfera nordică în ianuarie este de +8°C, în iulie +22°C; în sud - +10° C în iulie, +17° C în ianuarie. Temperatura medie a aerului pe an la suprafața pământului este de +14 ° C în ansamblu.

Dacă marcam cele mai ridicate temperaturi medii anuale sau lunare pe diferite meridiane și le conectăm, obținem o linie maxim termic, numit adesea ecuator termic. Probabil că este mai corect să considerăm ecuatorul termic paralela (cercul latitudinal) cu cele mai mari temperaturi medii normale ale anului sau din orice lună. Ecuatorul termic nu coincide cu cel geografic și este „deplasat” spre nord. Pe parcursul anului se deplasează de la 20° N. SH. (în iulie) până la 0° (în ianuarie). Există mai multe motive pentru deplasarea ecuatorului termic spre nord: predominanța pământului în latitudinile tropicale ale emisferei nordice, polul rece antarctic și, poate, durata verii contează (vara în emisfera sudică este mai scurtă). ).

Curele termice.

Izotermele sunt luate dincolo de limitele curelelor termice (de temperatură). Există șapte zone termice:

centura fierbinte, situată între izoterma anuală + 20 ° a emisferelor nordice și sudice; două zone temperate, delimitate din partea ecuatorului de izoterma anuală + 20 °, de poli de izoterma + 10 ° ale lună caldă;

Două curele reci, situat între izoterma + 10 ° și și luna cea mai caldă;

Două curele de îngheț situat în apropierea polilor și mărginit de izoterma 0° a lunii celei mai calde. În emisfera nordică, aceasta este Groenlanda și spațiul din apropierea polului nord, în emisfera sudică - zona din interiorul paralelei de 60 ° S. SH.

Zonele de temperatură stau la baza zonelor climatice.În fiecare centură, există varietate mare temperaturi în funcţie de suprafaţa de bază. Pe uscat, influența reliefului asupra temperaturii este foarte mare. Modificarea temperaturii cu înălțimea la fiecare 100 m nu este aceeași în diferite zone de temperatură. Gradientul vertical din stratul kilometric inferior al troposferei variază de la 0° pe suprafața de gheață a Antarcticii până la 0,8° în timpul verii peste deșerturile tropicale. Prin urmare, metoda de aducere a temperaturilor la nivelul mării folosind un gradient mediu (6°/100 m) poate duce uneori la erori grave. Modificarea temperaturii cu înălțimea este cauza zonalității climatice verticale.

Regimul termic al atmosferei

temperatura locală

Modificarea totală a temperaturii în fix
punct geografic, în funcție de individ
se numesc modificări ale stării aerului și din advecție
schimbare locală (locală).
Orice statie meteorologica, care nu se schimbă
poziția sa pe suprafața pământului,
fi considerat ca un astfel de punct.
Instrumente meteorologice – termometre şi
termografe, plasate fix într-unul sau altul
loc, înregistrați exact modificările locale
temperatura aerului.
Un termometru pe un balon care zboară în vânt și,
ramanand deci in aceeasi masa
aer, arată schimbarea individuală
temperatura în această masă.

Regimul termic al atmosferei

Distribuția temperaturii aerului în
spațiul și schimbarea lui în timp
Starea termică a atmosferei
definit:
1. Schimb de căldură cu mediul
(cu suprafața subiacentă, adiacentă
masele de aer și spațiul cosmic).
2. Procese adiabatice
(asociat cu modificări ale presiunii aerului,
mai ales când se deplasează pe verticală
3. Procese de advecție
(transferul de aer cald sau rece care afectează temperatura în
punct dat)

Schimb de caldura

Căi de transfer de căldură
1) Radiația
in absorbtie
radiația aerului de la soare și pământ
suprafete.
2) Conductivitate termică.
3) Evaporare sau condensare.
4) Formarea sau topirea gheții și zăpezii.

Calea de transfer radiativ de căldură

1. Absorbție directă
există puțină radiație solară în troposferă;
poate provoca o creștere
temperatura aerului doar
aproximativ 0,5° pe zi.
2. Ceva mai important este
pierderi de căldură din aer
radiații cu undă lungă.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
Unde
S - radiația solară directă
suprafata orizontala;
D - radiația solară împrăștiată pe
suprafata orizontala;
Ea este contraradiația atmosferei;
Rk și Rd - reflectate de suprafața subiacentă
radiații cu unde scurte și lungi;
Ez - radiația cu undă lungă a subiacentei
suprafete.

Bilanțul de radiații al suprafeței subiacente

B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2
Fi atent la:
Q = S + D Aceasta este radiația totală;
Rd este o valoare foarte mică și de obicei nu este
a lua în considerare;
Rk =Q *Ak, unde A este albedoul suprafeței;
Eef \u003d Ez - Ea
Primim:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

Echilibrul termic al suprafeței subiacente

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
unde Lt-zh și Lzh-g - căldură specifică de fuziune
respectiv vaporizare (condens);
Mn și Mk sunt masele de apă implicate
tranziții de fază corespunzătoare;
Qa și Qp-p - fluxul de căldură în atmosferă și prin
suprafața subiacentă la straturile subiacente
sol sau apă.

suprafață și strat activ

Regimul de temperatură al subiacentului

Suprafața de bază este
suprafața solului (sol, apă, zăpadă și
etc.), interacționând cu atmosfera
în procesul de schimb de căldură și umiditate.
Stratul activ este stratul de sol (inclusiv
vegetație și strat de zăpadă) sau apă,
participarea la schimbul de căldură cu mediul,
până la adâncimea cărora cotidianul şi
fluctuațiile anuale de temperatură.

10. Regimul de temperatură al suprafeței subiacente și al stratului activ

Regimul de temperatură al subiacentului
suprafață și strat activ
În sol, radiația solară, pătrunzătoare
la o adâncime de zecimi de mm,
transformată în căldură, care
transmis la straturile subiacente
conductivitate termică moleculară.
În apă pătrunde radiația solară
adâncimi de până la zeci de metri, iar transferul
căldura către straturile subiacente are loc în
turbulent
amestecare, termică
convecție și evaporare

11. Regimul de temperatură al suprafeței subiacente și al stratului activ

Regimul de temperatură al subiacentului
suprafață și strat activ
Fluctuațiile zilnice ale temperaturii
aplica:
în apă - până la zeci de metri,
în sol - mai puțin de un metru
Fluctuațiile anuale de temperatură
aplica:
în apă - până la sute de metri,
în sol - 10-20 de metri

12. Regimul de temperatură al suprafeței subiacente și al stratului activ

Regimul de temperatură al subiacentului
suprafață și strat activ
Căldura care iese la suprafața apei ziua și vara pătrunde
la o adâncime considerabilă și încălzește o coloană mare de apă.
Temperatura stratului superior și chiar suprafața apei
se ridica putin.
În sol, căldura primită este distribuită într-o parte superioară subțire
strat, care devine astfel foarte fierbinte.
Noaptea și iarna, apa pierde căldură din stratul de suprafață, dar
în locul ei vine căldura acumulată din straturile subiacente.
Prin urmare, temperatura la suprafața apei scade
încet.
La suprafața solului, temperatura scade atunci când se eliberează căldură
rapid:
căldura acumulată într-un strat superior subțire îl părăsește rapid
fără reaprovizionare de jos.

13. Regimul de temperatură al suprafeței subiacente și al stratului activ

Regimul de temperatură al subiacentului
suprafață și strat activ
În timpul zilei și al verii, temperatura de la suprafața solului este mai mare decât temperatura de pe
suprafața apei; mai scăzut noaptea și iarna.
Fluctuațiile zilnice și anuale ale temperaturii la suprafața solului sunt mai mari,
în plus, mult mai mult decât la suprafața apei.
În timpul sezonului cald, bazinul de apă se acumulează într-un strat destul de gros
apă, o cantitate mare de căldură, care se degajă în atmosferă la frig
sezon.
Solul în timpul sezonului cald degajă cea mai mare parte a căldurii noaptea,
care primește în timpul zilei și acumulează puțin din el în timpul iernii.
La latitudinile mijlocii, în jumătatea caldă a anului, 1,5-3
kcal de căldură pe centimetru pătrat de suprafață.
Pe vreme rece, solul eliberează această căldură atmosferei. Valoare ±1,5-3
kcal/cm2 pe an este ciclul anual de căldură al solului.
Sub influența stratului de zăpadă și a vegetației vara, anual
circulația căldurii din sol scade; de exemplu, lângă Leningrad cu 30%.
La tropice, schimbul anual de căldură este mai mic decât în ​​latitudinile temperate, deoarece
sunt mai puține diferențe anuale în afluxul radiației solare.

14. Regimul de temperatură al suprafeței subiacente și al stratului activ

Regimul de temperatură al subiacentului
suprafață și strat activ
Cifra de afaceri anuală de căldură a rezervoarelor mari este de aproximativ 20
ori mai mult decât rulajul anual de căldură
sol.
Marea Baltică emană aer pe vreme rece 52
kcal / cm2 și acumulează aceeași cantitate în sezonul cald.
Cifra de afaceri anuală a căldurii Mării Negre ±48 kcal/cm2,
Ca urmare a acestor diferențe, temperatura aerului de mai sus
mai jos pe mare vara și mai sus iarna decât pe uscat.

15. Regimul de temperatură al suprafeței subiacente și al stratului activ

Regimul de temperatură al subiacentului
suprafață și strat activ
Pământul se încălzește repede și
se raceste.
Apa se încălzește încet și încet
se raceste
(capacitatea termică specifică a apei în
de 3-4 ori mai mult pământ)
Vegetația reduce amplitudinea
fluctuatii de temperatura diurne
suprafata solului.
Stratul de zăpadă protejează solul de
pierderi intense de căldură (iarna, solul
îngheață mai puțin)

16.

rol cheie în creare
regimul de temperatură al troposferei
schimbul de căldură joacă
aerul cu suprafața pământului
prin conducere

17. Procese care afectează transferul de căldură al atmosferei

Procese care afectează transferul de căldură
atmosfera
1).Turbulențe
(amestecare
aer cu dezordonat
mișcare haotică).
2).Termic
convecție
(transport aerian pe verticală
direcţie care apare când
încălzirea stratului de bază)

18. Modificări ale temperaturii aerului

Modificări ale temperaturii aerului
1).
Periodic
2). Neperiodică
Modificări non-periodice
temperatura aerului
Asociat cu advecția maselor de aer
din alte părți ale pământului
Astfel de schimbări sunt frecvente și semnificative în
latitudini temperate,
sunt asociate cu ciclonic
activități, în mici
solzi – cu vânturi locale.

19. Modificări periodice ale temperaturii aerului

Schimbările de temperatură zilnice și anuale sunt
caracter periodic.
Modificări diurne
Temperatura aerului se modifică în
curs zilnic în urma temperaturii
suprafața pământului, din care
aerul este încălzit

20. Variația zilnică a temperaturii

Variația zilnică a temperaturii
Curbe diurne multianuale
temperaturile sunt curbe netede,
asemănător sinusoidelor.
În climatologie, se consideră
modificarea diurnă a temperaturii aerului,
medie pe mai mulți ani.

21. pe suprafata solului (1) si in aer la inaltimea de 2m (2). Moscova (MGU)

Variația medie diurnă a temperaturii la suprafață
sol (1) și
în aer la o înălțime de 2m (2). Moscova (MSU)

22. Variația medie zilnică a temperaturii

Variația medie zilnică a temperaturii
Temperatura de la suprafata solului are o variatie diurna.
Minimul său se observă la aproximativ o jumătate de oră după
răsărit.
Până în acest moment, echilibrul de radiații al suprafeței solului
devine egal cu zero - transfer de căldură din stratul superior
radiația eficientă a solului este echilibrată
aflux crescut de radiație totală.
Schimbul de căldură neradiativ în acest moment este neglijabil.

23. Variația medie zilnică a temperaturii

Variația medie zilnică a temperaturii
Temperatura de la suprafața solului crește până la 13-14 ore,
când atinge maximul în cursul zilnic.
După aceea, temperatura începe să scadă.
Bilanțul radiațiilor în orele după-amiezii, totuși,
rămâne pozitiv; in orice caz
transferul de căldură în timpul zilei de la stratul superior al solului către
atmosfera se produce nu numai prin eficient
radiații, dar și prin creșterea conductibilității termice, și
de asemenea cu evaporarea crescută a apei.
Continuă și transferul de căldură în adâncimea solului.
Prin urmare, temperatura de la suprafața solului și scade
de la 13-14 ore până dimineața scăzută.

24.

25. Temperatura suprafeței solului

Temperaturile maxime la suprafața solului sunt de obicei mai ridicate
decât în ​​aer la înălţimea cabinei meteorologice. Este clar:
în timpul zilei, radiația solară încălzește în primul rând solul și deja
incalzeste aerul.
În regiunea Moscovei vara pe suprafața solului gol
se observă temperaturi de până la + 55 °, iar în deșerturi - chiar și până la + 80 °.
Minimele de temperatură pe timp de noapte, dimpotrivă, apar la
suprafața solului este mai mică decât în ​​aer,
deoarece, în primul rând, solul este răcit de eficient
radiații și deja din ea aerul este răcit.
Iarna, în regiunea Moscovei, temperaturile nocturne la suprafață (în acest moment
acoperit cu zăpadă) poate scădea sub -50 °, vara (cu excepția lunii iulie) - până la zero. Pe
suprafața de zăpadă în interiorul Antarcticii, chiar și în medie
temperatura lunară în iunie este de aproximativ -70°, iar în unele cazuri se poate
scade la -90°.

26. Interval de temperatură zilnic

Interval de temperatură zilnic
Aceasta este diferența dintre maxim
și temperatura minimă zilnică.
Interval de temperatură zilnic
schimbari de aer:
după anotimpurile anului,
după latitudine
in functie de natura
suprafata de baza,
in functie de teren.

27. Modificări ale amplitudinii temperaturii zilnice (Asut)

Schimbări

1. Iarna, Asut este mai puțin decât vara
2. Odată cu creșterea latitudinii, O zi. in scadere:
la latitudine 20 - 30°
pe terenul A zile = 12 ° С
la o latitudine de 60° pe zi. = 6°C
3. Spații deschise
sunt caracterizate printr-o zi A mai mare. :
pentru stepe si deserturi medii
Asut \u003d 15-20 ° С (până la 30 ° С),

28. Modificări ale amplitudinii temperaturii zilnice (Asut)

Schimbări
amplitudinea temperaturii zilnice (Asut)
4. Proximitatea bazinelor de apă
reduce O zi.
5.Pe forme de relief convexe
(vârfurile și versanții munților) O zi. Mai puțin,
decât pe câmpie
6. În forme de relief concave
(goluri, văi, râpe etc. Și mai multe zile.

29. Influența acoperirii solului asupra temperaturii suprafeței solului

Acoperirea cu vegetație reduce răcirea solului pe timp de noapte.
Radiația nocturnă apare în principal cu
suprafața vegetației în sine, care va fi cea mai mare
misto.
Solul de sub vegetație păstrează o mai mare
temperatura.
Cu toate acestea, în timpul zilei, vegetația previne radiațiile
încălzirea solului.
Interval de temperatură zilnic sub vegetație,
astfel reduse, iar temperatura medie zilnică
coborât.
Deci, acoperirea cu vegetație răcește în general solul.
ÎN Regiunea Leningrad suprafața solului sub câmp
culturile pot fi cu 15° mai reci în timpul zilei decât
pământ de pânză. În medie, este mai frig pe zi
sol expus cu 6°, și chiar și la o adâncime de 5-10 cm rămâne
o diferență de 3-4°.

30. Influența acoperirii solului asupra temperaturii suprafeței solului

Stratul de zăpadă protejează solul în timpul iernii de pierderile excesive de căldură.
Radiațiile provin de la suprafața stratului de zăpadă în sine și de la solul de sub acesta
rămâne mai cald decât solul gol. În același timp, amplitudinea zilnică
temperaturile de la suprafața solului sub zăpadă scad brusc.
În zona de mijloc a teritoriului european al Rusiei, cu un strat de zăpadă de înălțime
40-50 cm, temperatura suprafeței solului de sub acesta este cu 6-7 ° mai mare decât
temperatura solului gol și cu 10° mai mare decât temperatura de pe
suprafața stratului de zăpadă în sine.
Înghețarea solului de iarnă sub zăpadă ajunge la adâncimi de aproximativ 40 cm și fără
zăpada se poate extinde până la adâncimi de peste 100 cm.
Deci, acoperirea cu vegetație vara reduce temperatura de la suprafața solului și
stratul de zăpadă iarna, dimpotrivă, îl mărește.
Efectul combinat al stratului de vegetație vara și al stratului de zăpadă iarna se reduce
amplitudinea anuală a temperaturii la suprafața solului; această reducere este
aproximativ 10° comparativ cu solul gol.

31. Distribuirea căldurii adânc în sol

Cu cât este mai mare densitatea și conținutul de umiditate al solului, cu atât
cu cât conduce mai bine căldura, cu atât mai repede
răspândit din ce în ce mai adânc
pătrund fluctuațiile de temperatură.
Indiferent de tipul de sol, perioada de oscilație
temperatura nu se schimbă cu adâncimea.
Aceasta înseamnă că nu numai la suprafață, ci și pe
adâncimi rămâne un curs zilnic cu o perioadă de 24
ore între fiecare două consecutive
maxime sau minime
și un curs anual cu o perioadă de 12 luni.

32. Distribuirea căldurii adânc în sol

Amplitudinile de oscilație scad odată cu adâncimea.
Creșterea adâncimii în progresie aritmetică
duce la o scădere progresivă a amplitudinii
geometric.
Deci, dacă la suprafață amplitudinea zilnică este de 30°, și
la o adâncime de 20 cm 5 °, apoi la o adâncime de 40 cm va fi mai îngust
mai mic de 1°.
La o adâncime relativ mică, zilnic
amplitudinea scade atât de mult încât devine
practic egal cu zero.
La această adâncime (aproximativ 70-100 cm, în diferite cazuri
diferit) începe un strat de constantă zilnică
temperatura.

33. Variația zilnică a temperaturii în sol la diferite adâncimi de la 1 la 80 cm.Pavlovsk, mai.

34. Fluctuațiile anuale de temperatură

Amplitudinea fluctuațiilor anuale de temperatură scade de la
adâncime.
Cu toate acestea, fluctuațiile anuale se extind la o mai mare
adâncime, ceea ce este destul de de înțeles: pentru distribuția lor
este mai mult timp.
Amplitudinile fluctuațiilor anuale scad aproape la
zero la o adâncime de aproximativ 30 m în latitudini polare,
aproximativ 15-20 m la latitudini medii,
aproximativ 10 m la tropice
(unde și pe suprafața solului amplitudinile anuale sunt mai mici,
decât la latitudini medii).
La aceste adâncimi începe, un strat de constant anual
temperatura.

35.

Momentul temperaturilor maxime și minime
atat in cursul zilnic cat si in cel anual raman cu profunzime
proporţional cu ea.
Acest lucru este de înțeles, deoarece este nevoie de timp pentru ca căldura să se răspândească
adâncime.
Extremele zilnice pentru fiecare 10 cm de adâncime sunt întârziate cu
2,5-3,5 ore.
Aceasta înseamnă că la o adâncime de, de exemplu, 50 cm, maximul zilnic
văzut după miezul nopții.
Maximele și minimele anuale au întârziere de 20-30 de zile
fiecare metru de adâncime.
Deci, în Kaliningrad, la o adâncime de 5 m, temperatura minimă
observat nu în ianuarie, ca pe suprafața solului, ci în mai,
maxim - nu în iulie, ci în octombrie

36. Variația anuală a temperaturii în sol la diferite adâncimi de la 3 la 753 cm în Kaliningrad.

37. Distribuția temperaturii în sol pe verticală în diferite anotimpuri

Vara, temperatura scade de la suprafața solului până la adâncime.
Crește iarna.
Primăvara, mai întâi crește, apoi scade.
Toamna, mai întâi scade și apoi crește.
Schimbările de temperatură în sol cu ​​adâncime în timpul zilei sau anului pot fi reprezentate cu
folosind o diagramă izopletă.
Axa x reprezintă timpul în ore sau luni ale anului.
Axa y este adâncimea în sol.
Fiecare punct din grafic corespunde unui anumit timp și unei anumite adâncimi. Pe
graficul prezintă temperaturile medii la diferite adâncimi la diferite ore sau
luni.
După trasarea izoliniilor care leagă punctele cu temperaturi egale,
de exemplu, la fiecare grad sau la fiecare 2 grade, avem o familie
izopletă termică.
Conform acestui grafic, puteți determina valoarea temperaturii pentru orice moment al zilei.
sau ziua anului și pentru orice adâncime din grafic.

38. Izoplete ale variației anuale de temperatură a solului din Tbilisi

Izoplete ale variației anuale de temperatură a solului în
Tbilisi

39. Cursul zilnic și anual al temperaturii pe suprafața rezervoarelor și în straturile superioare ale apei

Încălzirea și răcirea se răspândesc în corpurile de apă pentru mai mult de
strat gros decât în ​​sol, și în plus având o mai mare
capacitate termică decât solul.
Ca urmare a acestei schimbări de temperatură la suprafața apei
foarte mic.
Amplitudinea lor este de ordinul zecimii de grad: aproximativ 0,1-
0,2° în latitudini temperate,
aproximativ 0,5° la tropice.
În mările de sud ale URSS, amplitudinea temperaturii zilnice este mai mare:
1-2°;
pe suprafața lacurilor mari din latitudini temperate și mai mult:
2-5°.
Fluctuațiile diurne ale temperaturii apei de suprafață a oceanului
au maxim aproximativ 15-16 ore si minim dupa 2-3 ore
după răsăritul soarelui.

40. Variația zilnică a temperaturii la suprafața mării (curbă solidă) și la o înălțime de 6 m în aer (curbă întreruptă) într-o zonă tropicală

atlantic

41. Cursul zilnic și anual al temperaturii pe suprafața rezervoarelor și în straturile superioare ale apei

Amplitudinea anuală a fluctuațiilor temperaturii suprafeței
ocean mult mai mult decât zilnic.
Dar este mai mică decât amplitudinea anuală pe suprafața solului.
La tropice, este de aproximativ 2-3 °, sub 40 ° N. SH. aproximativ 10 ° și la 40 ° S.
SH. în jur de 5°.
Pe mările interioare și lacurile de adâncime,
amplitudini anuale semnificativ mari - până la 20° sau mai mult.
Atât fluctuațiile zilnice, cât și cele anuale se propagă în apă
(de asemenea, desigur, cu întârziere) la adâncimi mai mari decât în ​​sol.
Fluctuațiile zilnice se găsesc în mare la adâncimi de până la 15
20 m și mai mult și anual - până la 150-400 m.

42. Variația zilnică a temperaturii aerului în apropierea suprafeței pământului

Temperatura aerului se schimbă zilnic
urmărind temperatura suprafeței pământului.
Pe măsură ce aerul este încălzit și răcit
suprafața pământului, amplitudinea variației diurne
temperatura în cabina meteorologică este mai scăzută,
decât la suprafața solului, în medie cca
cu o treime.

43. Variația zilnică a temperaturii aerului lângă suprafața pământului

O creștere a temperaturii aerului începe cu o creștere a
temperatura solului (15 minute mai târziu) dimineața,
după răsăritul soarelui. La 13-14 ore temperatura solului,
începe să scadă.
La 14-15 ore se egalizează cu temperatura aerului;
De acum înainte, cu încă o scădere a temperaturii
solul începe să scadă și temperatura aerului.
Astfel, minim în cursul zilnic al temperaturii
aerul de la suprafața pământului cade la timp
la scurt timp după răsăritul soarelui,
si maxim 14-15 ore.

44. Variația zilnică a temperaturii aerului în apropierea suprafeței pământului

Cursul zilnic al temperaturii aerului este destul de corect
se manifestă numai pe vreme stabilă senină.
Pare și mai logic, în medie, dintr-un mare
număr de observaţii: curbe diurne pe termen lung
temperatura - curbe netede, asemănătoare sinusoidelor.
Dar în unele zile, variația diurnă a temperaturii aerului poate
fi foarte greșit.
Depinde de modificările de tulburare care modifică radiația
condițiile de pe suprafața pământului, precum și din advecție, adică din
afluxul de mase de aer cu o temperatură diferită.
Ca urmare a acestor motive, temperatura minimă se poate schimba
chiar și în timpul zilei și maxim - noaptea.
Variația diurnă a temperaturii poate dispărea cu totul sau curba
modificarea diurnă va lua o formă complexă și neregulată.

45. Variația zilnică a temperaturii aerului în apropierea suprafeței pământului

Cursul obișnuit diurn este suprapus sau mascat
modificări neperiodice de temperatură.
De exemplu, în Helsinki în ianuarie sunt 24%
probabilitatea ca temperatura zilnică să fie maximă
să fie între miezul nopții și unu dimineața și
doar 13% șanse să cadă
interval de timp de la 12 la 14 ore.
Chiar și la tropice, unde schimbările non-periodice de temperatură sunt mai slabe decât la latitudini temperate, maximul
temperaturile sunt după-amiaza
doar în 50% din cazuri.

46. ​​​​Variația zilnică a temperaturii aerului lângă suprafața pământului

În climatologie se ia în considerare de obicei variația diurnă
temperatura medie a aerului pe o perioadă lungă de timp.
Într-un astfel de curs zilnic mediu, modificări non-periodice
temperaturi care scad mai mult sau mai puțin uniform
toate orele zilei se anulează reciproc.
Ca urmare, curba de variație diurnă pe termen lung are
caracter simplu apropiat de sinusoidal.
De exemplu, luați în considerare variația zilnică a temperaturii aerului în
Moscova în ianuarie și iulie, calculat pe mai mulți ani
date.
Multi anual temperatura medie pentru fiecare oră
Zilele ianuarie sau iulie, iar apoi după media obţinută
valorile orare au fost construite curbe pe termen lung
curs zilnic pentru ianuarie și iulie.

47. Cursul zilnic al temperaturii aerului la Moscova în ianuarie și iulie. Cifrele indică temperaturile medii lunare din ianuarie și iulie.

48. Modificări zilnice ale amplitudinii temperaturii aerului

Amplitudinea zilnică a temperaturii aerului variază în funcție de sezon,
latitudinea, precum şi în funcţie de natura solului şi
teren.
Iarna este mai mică decât vara, precum și amplitudinea
temperatura suprafeței de bază.
Odată cu creșterea latitudinii, amplitudinea temperaturii zilnice
aerul scade pe măsură ce înălțimea soarelui la amiază scade
peste orizont.
Sub latitudini de 20-30 ° pe uscat, media anuală zilnică
amplitudinea temperaturii de aproximativ 12°,
sub latitudinea 60° aproximativ 6°,
sub latitudinea 70° doar 3°.
În cele mai înalte latitudini unde soarele nu răsare sau
vine multe zile la rând, curs zilnic obișnuit
nici o temperatură.

49. Influența naturii solului și a acoperirii solului

Cu cât intervalul diurn al temperaturii în sine este mai mare
suprafața solului, cu atât amplitudinea zilnică este mai mare
temperatura aerului deasupra acestuia.
În stepe și deșerturi, amplitudinea medie zilnică
atinge 15-20°, uneori 30°.
Este mai mic deasupra acoperirii abundente de vegetație.
Apropierea surselor de apă afectează și amplitudinea diurnă.
bazine: în zonele de coastă este coborâtă.

50. Influența reliefului

Pe forme de relief convexe (pe vârfuri și pe
versanții munților și dealurilor) intervalul de temperatură zilnic
aerul este redus în comparație cu terenul plat.
În forme de relief concave (în văi, râpe și goluri)
a crescut.
Motivul este că pe forme de relief convexe
aerul are o zonă redusă de contact cu
suprafața de bază și este îndepărtată rapid de pe aceasta, fiind înlocuită
noi mase de aer.
În formele de relief concave, aerul se încălzește mai puternic din
suprafață și stagnează mai mult în timpul zilei și noaptea
se raceste mai puternic si curge in jos pe versanti. Dar în îngust
chei, unde atât afluxul de radiații, cât și radiațiile efective
reduse, amplitudinile diurne sunt mai mici decât în ​​larg
văi

51. Influența mărilor și oceanelor

Amplitudini mici de temperatură diurnă la suprafață
mările au şi amplitudini diurne mici
temperatura aerului deasupra mării.
Cu toate acestea, acestea din urmă sunt încă mai mari decât zilnic
amplitudini pe suprafaţa mării însăşi.
Amplitudini diurne la suprafața oceanului deschis
măsurată numai în zecimi de grad;
dar în stratul inferior de aer deasupra oceanului ajung la 1 -
1,5°),
și mai mult peste mările interioare.
Amplitudinile temperaturii din aer sunt crescute deoarece
sunt influenţate de advecţia maselor de aer.
Absorbția directă joacă, de asemenea, un rol.
radiaţia solară de către straturile inferioare de aer în timpul zilei şi
radiațiile de la ei pe timp de noapte.

52. Modificarea amplitudinii temperaturii zilnice cu înălțimea

Fluctuațiile zilnice ale temperaturii în atmosferă se extind până la
un strat mai puternic decât fluctuaţiile diurne din ocean.
La o altitudine de 300 m deasupra solului, amplitudinea variației zilnice a temperaturii
aproximativ 50% din amplitudinea la suprafața pământului, iar valorile extreme
temperaturile vin cu 1,5-2 ore mai târziu.
La o altitudine de 1 km, intervalul zilnic de temperatură pe uscat este de 1-2°,
la o înălțime de 2-5 km 0,5-1 °, iar maximul de zi se schimbă la
seară.
Peste mare, amplitudinea temperaturii zilnice crește ușor odată cu
mare în kilometrii inferiori, dar rămâne totuși mic.
Mici fluctuații de temperatură diurne sunt detectate chiar
în troposfera superioară şi în stratosfera inferioară.
Dar acolo sunt deja determinate de procesele de absorbție și emisie
radiații prin aer, și nu prin influențele suprafeței pământului.

53. Influenţa terenului

La munte, unde influența suprafeței subiacente este mai mare decât pe
altitudini corespunzătoare în atmosferă liberă, zilnic
amplitudinea scade cu înălțimea mai lent.
Pe vârfuri muntoase individuale, la altitudini de 3000 m și mai mult,
amplitudinea zilnică mai poate fi de 3-4°.
Pe platourile înalte, întinse, intervalul de temperatură diurnă
aer de acelaşi ordin ca în zonele joase: radiaţii absorbite
iar radiația efectivă este mare aici, la fel ca și suprafața
contactul aerului cu solul.
Intervalul zilnic de temperatură a aerului la stația Murghab la
În Pamir, media anuală este de 15,5°, în timp ce în Tașkent este de 12°.

54.

55. Radiația suprafeței pământului

Straturi superioare de sol și apă, înzăpezite
acoperirea și vegetația însăși radiază
radiații cu undă lungă; acest pământesc
radiația este adesea denumită intrinsecă
radiații de la suprafața pământului.

56. Radiația suprafeței pământului

Temperaturile absolute ale suprafeței pământului
sunt între 180 și 350°.
La aceste temperaturi, radiația emisă
practic se află în interior
4-120 microni,
iar maximul energiei sale cade pe lungimile de undă
10-15 microni.
Prin urmare, toate aceste radiații
infraroșu, invizibil pentru ochi.

57.

58. Radiația atmosferică

Atmosfera se încălzește prin absorbția atât a radiației solare
(deși într-o proporție relativ mică, aproximativ 15% din totalul său
suma venită pe Pământ) și a ei
radiații de la suprafața pământului.
În plus, primește căldură de la suprafața pământului.
prin conducerea căldurii, precum și prin evaporare și
condensarea ulterioară a vaporilor de apă.
Fiind încălzită, atmosfera iradiază singură.
La fel ca suprafața pământului, radiază un invizibil
radiații infraroșii în același interval
lungimi de undă.

59. Contraradiația

Majoritatea (70%) radiațiilor atmosferice provin din
suprafața pământului, restul merge în lume
spaţiu.
Radiația atmosferică care ajunge la suprafața pământului se numește contraradiație.
Se apropie deoarece este îndreptat spre
autoradierea suprafeței pământului.
Suprafața pământului absoarbe această contra radiație
aproape în întregime (cu 90-99%). Astfel, este
pentru suprafața pământului o sursă importantă de căldură în
în plus față de radiația solară absorbită.

60. Contraradiația

Contraradiația crește odată cu creșterea tulburării,
deoarece norii înșiși radiază puternic.
Pentru stațiile plate de latitudini temperate, media
intensitatea radiației contrare (pentru fiecare
centimetru pătrat de pământ orizontal
suprafata pe minut)
aproximativ 0,3-0,4 cal,
la statiile montane - circa 0,1-0,2 cal.
Aceasta este o scădere a contraradierii odată cu înălțimea
datorita scaderii continutului de vapori de apa.
Cea mai mare contraradiație este la ecuator, unde
atmosfera este cea mai fierbinte și cea mai bogată în vapori de apă.
Aproape de ecuator 0,5-0,6 cal/cm2 min în medie,
În latitudini polare până la 0,3 cal/cm2 min.

61. Contraradiația

Principala substanță din atmosferă care absoarbe
radiația terestră și trimiterea în sens invers
radiația, este vapori de apă.
Absoarbe radiația infraroșie într-un mod mare
regiune spectrală - de la 4,5 la 80 de microni, cu excepția
interval între 8,5 și 11 microni.
Cu un conținut mediu de vapori de apă în atmosferă
radiații cu lungimi de undă de la 5,5 la 7,0 microni sau mai mult
absorbit aproape complet.
Doar în intervalul de 8,5-11 microni radiații terestre
trece prin atmosferă în spațiul cosmic.

62.

63.

64. Radiație eficientă

Contraradiația este întotdeauna ceva mai mică decât cea terestră.
Noaptea, când nu există radiație solară, apare suprafața pământului
doar contra radiații.
Suprafața pământului pierde căldură din cauza diferenței pozitive dintre
radiații proprii și contrare.
Diferența dintre radiațiile proprii ale pământului
suprafața și contraradiația atmosferei
numită radiație eficientă

65. Radiație eficientă

Radiația eficientă este
pierderea netă de energie radiantă și
de aici căldura de la suprafața pământului
timp de noapte

66. Radiație eficientă

Odată cu creșterea înnorării, în creștere
contra radiații, radiații efective
scade.
Pe vreme înnorată, radiație eficientă
mult mai puțin decât în ​​clar;
Pe vreme înnorată mai puțin și noapte
răcirea suprafeței pământului.

67. Radiație eficientă

Radiația eficientă, desigur,
există și în timpul zilei.
Dar în timpul zilei se suprapune sau parțial
compensate de solarul absorbit
radiatii. Prin urmare, suprafața pământului
mai cald ziua decât noaptea, drept urmare,
printre altele, și radiații eficiente
mai mult în timpul zilei.

68. Radiație eficientă

Absorbția radiațiilor terestre și trimiterea în sens invers
radiații la suprafața pământului, atmosferă
majoritatea reduce răcirea acestuia din urmă în
noaptea.
În timpul zilei, face puțin pentru a preveni încălzirea pământului.
suprafata prin radiatia solara.
Aceasta este influența atmosferei asupra regimului termic al pământului
suprafata se numeste efect de sera.
datorita analogiei externe cu actiunea ochelarilor
sere.

69. Radiație eficientă

În general, suprafața pământului este medie
latitudini pierde efective
radiații aproximativ jumătate din aceasta
cantitatea de căldură pe care o primește
din radiațiile absorbite.

70. Bilanțul de radiații al suprafeței pământului

Diferența dintre radiația absorbită și balanța radiațiilor de pe suprafața pământului În prezența stratului de zăpadă, balanța radiațiilor
merge la valori pozitive doar la înălțime
soarele este de aproximativ 20-25 °, deoarece cu un albedo mare de zăpadă
absorbția sa de radiație totală este mică.
În timpul zilei, balanța radiațiilor crește odată cu creșterea altitudinii.
soare si scade odata cu scaderea lui.
Noaptea, când nu există radiații totale,
balanța negativă a radiațiilor este
radiații eficiente
și, prin urmare, se schimbă puțin în timpul nopții, cu excepția cazului în care
condițiile de nor rămân aceleași.

76. Bilanțul de radiații al suprafeței pământului

Valorile medii la amiază
Bilanțul radiațiilor la Moscova:
vara cu cer senin - 0,51 kW / m2,
iarna cu cer senin - 0,03 kW / m2
vara in conditii medii
tulburare - 0,3 kW / m2,
iarna in conditii medii
acoperirea norilor este de aproximativ 0 kW/m2.

77.

78.

79. Bilanțul de radiații al suprafeței pământului

Bilanțul radiațiilor este determinat de un contor de echilibru.
Are o placă de primire înnegrită
arătând în sus spre cer
iar celălalt - până la suprafața pământului.
Diferența de încălzire a plăcilor permite
determinați valoarea balanței radiațiilor.
Noaptea, este egal cu valoarea efectivului
radiatii.

80. Radiația în spațiul mondial

Cea mai mare parte a radiațiilor de la suprafața pământului
absorbită în atmosferă.
Numai în intervalul de lungimi de undă de 8,5-11 microni trece prin
atmosferă în spațiul mondial.
Această sumă de ieșire este de doar 10% din
afluxul radiației solare la limita atmosferei.
Dar, în plus, atmosfera însăși iradiază în lume
spațiu aproximativ 55% din energia de la intrare
radiatie solara,
adică de câteva ori mai mare decât suprafața pământului.

81. Radiația în spațiul mondial

Radiațiile din straturile inferioare ale atmosferei sunt absorbite
straturile ei de deasupra.
Dar, pe măsură ce te îndepărtezi de suprafața pământului, conținutul
vaporii de apă, principalul absorbant al radiațiilor,
scade și este nevoie de un strat de aer din ce în ce mai gros,
pentru a absorbi radiațiile provenite din
straturile subiacente.
Începând de la o anumită înălțime a vaporilor de apă în general
nu este suficient pentru a absorbi toată radiația,
venind de jos, iar din aceste straturi superioare se despart
radiațiile atmosferice vor ajunge în lume
spaţiu.
Calculele arată că cel mai puternic radiază în
Straturile spațiale ale atmosferei se află la altitudini de 6-10 km.

82. Radiația în spațiul mondial

Radiația cu undă lungă a suprafeței pământului și
atmosfera care merge în spațiu se numește
radiații de ieșire.
Este vorba de 65 de unități, dacă luăm pentru 100 de unități
afluxul radiației solare în atmosferă. Impreuna cu
solar cu unde scurte reflectat și împrăștiat
radiațiile care ies din atmosferă în
o cantitate de aproximativ 35 de unități (albedo planetar al Pământului),
această radiație de ieșire compensează afluxul de solar
radiații către pământ.
Astfel, Pământul, împreună cu atmosfera, pierde
atâta radiație cât primește, adică
este într-o stare de radiație (radiație)
echilibru.

83. Bilanțul radiațiilor

Qincoming = Qieșire
Qincoming \u003d I * S projections * (1-A)
σ
1/4
T =
Q debit = S pământ * * T4
T=
0
252K

84. Constante fizice

I - Constanta solara - 1378 W/m2
R(Pământ) - 6367 km.
A - albedo mediu al Pământului - 0,33.
Σ - constanta Stefan-Boltzmann -5,67 * 10 -8
W/m2K4

B - bucuros. Sold, P- căldură primită la molek. schimb de căldură cu suprafața Pământ. Len - primit de la condens. umiditate.

Bilanțul termic al atmosferei:

B - bucuros. Bilanț, P- costurile căldurii pe moleculă. schimbul de căldură cu straturile inferioare ale atmosferei. Gn - costurile căldurii pe moleculă. schimbul de căldură cu straturile inferioare de sol Len este consumul de căldură pentru evaporarea umidității.

Odihnește-te pe hartă

10) Regimul termic al suprafeței subiacente:

Suprafața care este încălzită direct de razele soarelui și care degajă căldură straturilor subiacente de sol și aer se numește suprafață activă.

Temperatura suprafeței active este determinată de echilibrul termic.

Cursul zilnic de temperatură al suprafeței active atinge maxim 13 ore, temperatura minimă este în jurul momentului răsăritului. Maksim. și min. temperaturile în timpul zilei se pot schimba din cauza înnoririi, umidității solului și a acoperirii cu vegetație.

Valoarea temperaturii depinde de:

1. Din latitudinea geografică a zonei
2. Din perioada anului
3. Despre tulburare
4. Din proprietățile termice ale suprafeței
5. Din vegetatie
6. Din pante de expunere

În cursul anual al temperaturilor, maxima în masă medie și înaltă în emisfera nordică se observă în iulie, iar minimă în ianuarie. La latitudini joase, amplitudinile anuale ale fluctuațiilor de temperatură sunt mici.

Distribuția temperaturii în profunzime depinde de capacitatea termică și de conductivitatea sa termică.Transferul căldurii de la strat la strat este nevoie de timp, la fiecare 10 metri de încălzire succesivă a straturilor, fiecare strat absoarbe o parte din căldură, deci cu cât stratul este mai adânc. , cu cât primește mai puțină căldură și cu atât mai puțină fluctuație de temperatură în ea. în medie, la o adâncime de 1 m, fluctuațiile zilnice de temperatură încetează, fluctuațiile anuale la latitudini joase se termină la o adâncime de 5-10 m. la latitudini medii până la 20 m. în înălțime 25 m. Stratul de sol pe care practic se termină fluctuațiile de temperatură. Stratul de temperaturi constante, stratul de sol care se află între suprafața activă și stratul de temperaturi constante, se numește strat activ.

Caracteristici de distribuție. Fourier a fost implicat în temperatura pământului, el a formulat legile propagării căldurii în sol sau „legile lui Fourier”:

1))). Cu cât este mai mare densitatea și umiditatea solului, cu atât mai bine conducă căldura, cu atât mai rapid este distribuția în adâncime și cu atât căldura pătrunde mai adânc. Temperatura nu depinde de tipurile de sol. Perioada de oscilație nu se modifică odată cu adâncimea

2))). O creștere a adâncimii într-o progresie aritmetică duce la o scădere a amplitudinii temperaturii într-o progresie geometrică.

3))) Momentul declanșării temperaturilor maxime și minime, atât în ​​cursul zilnic, cât și în cel anual al temperaturilor, scade cu adâncimea proporțional cu creșterea adâncimii.

11.Încălzirea atmosferei. Advecția.. Principala sursă de viață și multe procese naturale de pe Pământ este energia radiantă a Soarelui sau energia radiației solare. În fiecare minut, 2,4 x 10 18 cal de energie solară intră pe Pământ, dar aceasta este doar o două miliarde din aceasta. Distingeți radiația directă (care vine direct de la Soare) și cea difuză (radiată de particulele de aer în toate direcțiile). Totalitatea lor, ajungând pe o suprafață orizontală, se numește radiație totală. Valoarea anuală a radiației totale depinde în primul rând de unghiul de incidență a razelor solare pe suprafața pământului (care este determinat de latitudinea geografică), de transparența atmosferei și de durata iluminării. În general, radiația totală scade de la latitudinile ecuatorial-tropicale spre poli. Este maxim (aproximativ 850 J / cm 2 pe an, sau 200 kcal / cm 2 pe an) - în deșerturile tropicale, unde radiația solară directă este cea mai intensă datorită altitudinii mari a Soarelui și a unui cer fără nori.

Soarele încălzește în principal suprafața Pământului, încălzește aerul din ea. Căldura este transferată în aer prin radiație și conducție. Aerul încălzit de la suprafața pământului se extinde și se ridică - așa se formează curenții convectivi. Capacitatea suprafeței pământului de a reflecta razele soarelui se numește albedo: zăpada reflectă până la 90% din radiația solară, nisipul - 35%, iar suprafața umedă a solului aproximativ 5%. Acea parte din radiația totală care rămâne după ce o cheltuiește pe reflexie și pe radiația termică de la suprafața pământului se numește bilanțul radiațiilor (radiația reziduală). Bilanțul radiațiilor scade în mod regulat de la ecuator (350 J/cm2 pe an, sau aproximativ 80 kcal/cm2 pe an) până la poli, unde este aproape de zero. De la ecuator până la subtropicale (40), bilanţul radiaţiilor pe tot parcursul anului este pozitiv, iarna la latitudinile temperate este negativ. Temperatura aerului scade și spre poli, ceea ce este bine reflectat de izoterme - linii care leagă punctele cu aceeași temperatură. Izotermele celei mai calde luni sunt limitele a șapte zone termice. Zona caldă este limitată de izoterme +20 °c până la +10 °c, doi poli moderati se extind, de la +10 °c la 0 °c - rece. Două regiuni subpolare de îngheț sunt conturate de o izotermă zero - aici gheața și zăpada practic nu se topesc. Mezosfera se extinde până la 80 km, în care densitatea aerului este de 200 de ori mai mică decât la suprafață, iar temperatura scade din nou odată cu înălțimea (până la -90 °). Aceasta este urmată de ionosferă constând din particule încărcate (aurorele apar aici), celălalt nume este termosferă - acest înveliș a primit din cauza temperaturilor extrem de ridicate (până la 1500 °). Straturi peste 450 km, unii oameni de știință numesc exosferă, de aici particulele scapă în spațiul cosmic.

Atmosfera protejează Pământul de supraîncălzirea excesivă în timpul zilei și răcirea noaptea, protejează toată viața de pe Pământ de radiațiile solare ultraviolete, meteoriți, fluxuri corpusculare și razele cosmice.

advecția- mișcarea aerului în direcția orizontală și transferul cu acesta a proprietăților sale: temperatură, umiditate și altele. În acest sens se vorbește, de exemplu, de advecția căldurii și a frigului. Advecția maselor de aer rece și cald, uscat și umed joacă un rol important în procesele meteorologice și afectează astfel starea vremii.

Convecție- fenomenul de transfer de căldură în lichide, gaze sau medii granulare prin fluxuri ale substanței în sine (nu contează dacă este forțat sau spontan). Există un așa-zis. convecție naturală, care apare spontan într-o substanță atunci când este încălzită neuniform într-un câmp gravitațional. Cu o astfel de convecție, straturile inferioare de materie se încălzesc, devin mai ușoare și plutesc în sus, în timp ce straturile superioare, dimpotrivă, se răcesc, devin mai grele și se scufundă, după care procesul se repetă iar și iar. În anumite condiții, procesul de amestecare se auto-organizează în structura unor vortexuri individuale și se obține o rețea mai mult sau mai puțin regulată de celule de convecție.

Distingeți între convecția laminară și cea turbulentă.

Convecția naturală datorează numeroase fenomene atmosferice, inclusiv formarea norilor. Datorită aceluiași fenomen, plăcile tectonice se mișcă. Convecția este responsabilă pentru apariția granulelor pe Soare.

proces adiabatic - o modificare a stării termodinamice a aerului care se desfășoară adiabatic (izoentropic), adică fără schimb de căldură între acesta și mediu (suprafața pământului, spațiul, alte mase de aer).

12. Inversări de temperaturăîn atmosferă, o creștere a temperaturii aerului cu înălțimea în loc de cea obișnuită pt troposfera declinul ei. Inversări de temperatură se găsesc și lângă suprafața pământului (suprafața Inversări de temperatură), și într-o atmosferă liberă. Suprafaţă Inversări de temperatură cel mai adesea se formează în nopțile calme (iarna, uneori în timpul zilei) ca urmare a radiației intense de căldură de la suprafața pământului, care duce la răcirea atât a acestuia, cât și a stratului de aer adiacent. Grosimea suprafeței Inversări de temperatură este de la zeci până la sute de metri. Creșterea temperaturii în stratul de inversare variază de la zecimi de grade la 15-20 °C și mai mult. Cel mai puternic teren de iarnă Inversări de temperaturăîn Siberia de Est și Antarctica.
În troposferă, deasupra stratului de sol, Inversări de temperatură de cele mai multe ori se formează în anticicloni datorită tasării aerului, însoțită de comprimarea acestuia, și, în consecință, încălzirii (inversiunea de decantare). În zone fronturi atmosferice Inversări de temperatură sunt create ca urmare a afluxului de aer cald pe cel rece subiacent. Atmosfera superioară (stratosferă, mezosferă, termosferă) Inversări de temperatură datorită absorbției puternice a radiației solare. Deci, la altitudini de la 20-30 la 50-60 km situat Inversări de temperatură asociat cu absorbția radiației ultraviolete solare de către ozon. La baza acestui strat, temperatura este de la -50 la -70°C, la limita sa superioară se ridică la -10 - +10°C. Puternic Inversări de temperatură, începând de la o altitudine de 80-90 kmși extinzându-se pe sute km sus, se datorează și absorbției radiației solare.
Inversări de temperatură sunt straturile de întârziere din atmosferă; ele împiedică dezvoltarea mișcărilor verticale ale aerului, în urma cărora se acumulează sub ele vapori de apă, praf și nuclee de condensare. Acest lucru favorizează formarea de straturi de ceață, ceață, nori. Datorită refracției anormale a luminii în Inversări de temperatură uneori apar miraje. ÎN Inversări de temperatură sunt de asemenea formate ghiduri de undă atmosferice, favorabil celui îndepărtat propagarea undelor radio.

13.Tipuri de variaţie anuală a temperaturii.G Cursul anual al temperaturii aerului în diferite zone geografice este divers. După mărimea amplitudinii și timpul de apariție a temperaturilor extreme, se disting patru tipuri de variații anuale a temperaturii aerului.

tip ecuatorial.În zona ecuatorială, doi

temperatura maxima – dupa primavara si echinocțiul de toamnă, Când

soarele deasupra ecuatorului la amiază este la zenit, iar două minime sunt după

solstițiile de iarnă și de vară, când soarele este la cel mai scăzut nivel

înălţime. Amplitudinile variației anuale sunt mici aici, ceea ce se explică prin mic

modificarea câștigului de căldură pe parcursul anului. Peste oceane, amplitudinile sunt

aproximativ 1 °С, iar pe continente 5-10 °С.

Tip tropical.În latitudinile tropicale, există un ciclu anual simplu

temperatura aerului cu un maxim dupa vara si un minim dupa iarna

solstițiu. Amplitudini ale ciclului anual cu distanța de la ecuator

crestere iarna. Amplitudinea medie a ciclului anual pe continente

este 10 - 20 ° C, peste oceane 5 - 10 ° C.

Tip temperat.În latitudinile temperate, există și o variație anuală

temperaturi cu un maxim dupa vara si un minim dupa iarna

solstițiu. Peste continentele emisferei nordice, maximul

temperatura medie lunară observat în iulie, peste mări și coaste - în

August. Amplitudinile anuale cresc cu latitudinea. peste oceane şi

coastelor, ele în medie 10-15 ° C, iar la o latitudine de 60 ° ajung

tip polar. Regiunile polare sunt caracterizate de frig prelungit

iarna și verile relativ scurte și răcoroase. Amplitudini anuale peste

oceanul și coastele mărilor polare sunt de 25-40 ° C, iar pe uscat

depășește 65 ° C. Temperatura maximă se observă în august, cea minimă - in

Tipurile considerate de variație anuală a temperaturii aerului sunt relevate din

date pe termen lung și reprezintă fluctuații periodice regulate.

În unii ani, sub influența intruziunilor de mase calde și reci,

abateri de la tipurile date.

14. Caracteristici ale umidității aerului.

umiditatea aerului, conținutul de vapori de apă din aer; una dintre cele mai esențiale caracteristici ale vremii și climei. V. în. are o mare importanță în anumite procese tehnologice, tratarea unui număr de boli, depozitarea operelor de artă, cărților etc.

caracteristicile lui V. în. servește: 1) elasticitate (sau presiune parțială) e vapori de apă, exprimați în n/m 2 (in mmHg Artă. sau în mb), 2) umiditate absolută A - cantitatea de vapori de apă din g/m 3; 3) umiditatea specifică q- cantitatea de vapori de apă din G pe kg aer umed; 4) raportul amestecului w, determinată de cantitatea de vapori de apă în G pe kg aer uscat; 5) umiditatea relativă r- raportul de elasticitate e vaporii de apa continuti in aer la elasticitate maxima E vapori de apă saturând spațiul de deasupra unei suprafețe plane de apă pură (elasticitate de saturație) la o temperatură dată, exprimată în %; 6) deficit de umiditate d- diferența dintre elasticitatea maximă și cea reală a vaporilor de apă la o temperatură și presiune date; 7) punctul de rouă τ - temperatura pe care o va lua aerul daca este racit izobar (la presiune constanta) pana la starea de saturatie a vaporilor de apa din acesta.

V. în. atmosfera pământului fluctuează într-o gamă largă. Astfel, în apropierea suprafeței pământului, conținutul de vapori de apă din aer este în medie de la 0,2% în volum la latitudini mari până la 2,5% la tropice. În consecință, presiunea vaporilor e la latitudini polare iarna mai puțin de 1 mb(uneori doar sutimi mb) iar vara sub 5 mb; la tropice se ridică la 30 mb, și uneori mai mult. În deșerturile subtropicale e coborât la 5-10 mb (1 mb = 10 2 n/m 2). Umiditate relativă r foarte ridicat în zona ecuatorială (medie anuală până la 85% sau mai mult), precum și la latitudini polare și iarna în interiorul continentelor de latitudini medii - aici datorită temperaturii scăzute a aerului. Vara, regiunile musonice sunt caracterizate de umiditate relativă ridicată (India - 75-80%). Valori scăzute r sunt observate în deșerturile subtropicale și tropicale și iarna în regiunile musonice (până la 50% și mai jos). Cu inaltime r, AȘi q sunt în scădere rapidă. La o înălțime de 1,5-2 km presiunea vaporilor este în medie jumătate din cea a suprafeței pământului. Spre troposferă (inferioară 10-15 km) reprezintă 99% din vaporii de apă din atmosferă. În medie peste fiecare m 2 din suprafața pământului în aer conține aproximativ 28,5 kg vapor de apă.

Cursul zilnic al presiunii vaporilor peste mare și în zonele de coastă este paralel cu cursul zilnic al temperaturii aerului: conținutul de umiditate crește în timpul zilei cu o creștere a evaporării. Este aceeași rutină zilnică. eîn regiunile centrale ale continentelor în timpul sezonului rece. O variație diurnă mai complexă cu două maxime - dimineața și seara - se observă în adâncurile continentelor vara. Variația zilnică a umidității relative r este inversă variației diurne a temperaturii: în timpul zilei cu creșterea temperaturii și, în consecință, cu creșterea elasticității de saturație E umiditatea relativă scade. Cursul anual al presiunii vaporilor este paralel cu cursul anual al temperaturii aerului; Umiditatea relativă se modifică odată cu cursul anual invers față de temperatură. V. în. măsurat higrometreȘi psihrometre.

15. Evaporare- procesul fizic de trecere a unei substanțe de la starea lichidă la starea gazoasă (vapori) de la suprafața unui lichid. Procesul de evaporare este inversul procesului de condensare (tranziția de la vapori la lichid).

Procesul de evaporare depinde de intensitatea mișcării termice a moleculelor: cu cât moleculele se mișcă mai repede, cu atât mai rapid are loc evaporarea. In afara de asta, factori importanți care afectează procesul de evaporare sunt viteza de difuzie externă (în raport cu substanța), precum și proprietățile substanței în sine. Pur și simplu, cu vânt, evaporarea are loc mult mai repede. În ceea ce privește proprietățile substanței, atunci, de exemplu, alcoolul se evaporă mult mai repede decât apa. Un factor important este, de asemenea, suprafața lichidului din care are loc evaporarea: dintr-un decantor îngust, va apărea mai lent decât dintr-o placă largă.

Evaporare- evaporarea maximă posibilă în condiții meteorologice date de pe o suprafață subiacentă suficient de umedă, adică în condițiile unui aport nelimitat de umiditate. Evaporarea este exprimată în milimetri de apă evaporată și este foarte diferită de evaporarea reală, în special în deșert, unde evaporarea este aproape de zero și evaporarea este de 2000 mm pe an sau mai mult.

16.condensare si sublimare. Condensul constă în schimbarea formei apei din ea stare gazoasă(vapori de apă) în apă lichidă sau cristale de gheață. Condensul are loc în principal în atmosferă atunci când aerul cald se ridică, se răcește și își pierde capacitatea de a conține vapori de apă (o stare de saturație). Ca urmare, excesul de vapori de apă se condensează sub formă de nori de picături. Mișcarea ascendentă care formează norii poate fi cauzată de convecția în aerul stratificat nesustenabil, de convergența asociată cu ciclonii, de aerul ascendent pe fronturi și de ridicarea deasupra topografiei înalte, cum ar fi munții.

Sublimarea- formarea de cristale de gheață (bruță) imediat din vaporii de apă fără a le trece în apă sau răcirea lor rapidă sub 0 ° C într-un moment în care temperatura aerului este încă peste această răcire radiativă, ceea ce se întâmplă în nopțile liniștite senine în partea rece al anului.

Rouă- vedere precipitare formate pe suprafața pământului, a plantelor, a obiectelor, a acoperișurilor clădirilor, a mașinilor și a altor obiecte.

Datorită răcirii aerului, vaporii de apă se condensează pe obiectele din apropierea pământului și se transformă în picături de apă. Acest lucru se întâmplă de obicei noaptea. În regiunile deșertice, roua este o sursă importantă de umiditate pentru vegetație. O răcire suficient de puternică a straturilor inferioare de aer are loc atunci când, după apusul soarelui, suprafața pământului este răcită rapid de radiația termică. Condițiile favorabile pentru aceasta sunt un cer senin și o suprafață care degajă ușor căldură, cum ar fi iarba. Formarea de rouă deosebit de puternică are loc în regiunile tropicale, unde aerul din stratul de suprafață conține mulți vapori de apă și, datorită radiației termice intense pe timp de noapte a pământului, este răcit semnificativ. Înghețul se formează la temperaturi scăzute.

Temperatura aerului sub care cade roua se numește punct de rouă.

Îngheţ- un tip de precipitație, care este un strat subțire de cristale de gheață format din vaporii de apă atmosferici. Este adesea însoțită de ceață.La fel ca roua, se formează din cauza răcirii suprafeței la temperaturi negative, mai mici decât temperatura aerului, și a desublimării vaporilor de apă de la suprafață, care s-a răcit sub 0 ° C. Din punct de vedere al formei, particulele de îngheț seamănă cu fulgii de zăpadă, dar diferă de aceștia prin mai puțină regularitate, deoarece își au originea în condiții mai puțin de echilibru, pe suprafața unor obiecte.

îngheţ- tipul precipitaţiilor.

Bruma este depuneri de gheață pe obiecte subțiri și lungi (ramuri de copaci, fire) în ceață.