Температурний режим підстилаючої поверхні. Тепловий режим земної поверхні та атмосфери

Теплова енергія надходить у нижні шари атмосфери головним чином підстилаючої поверхні. Тепловий режим цих шарів

тісно пов'язаний із тепловим режимом земної поверхні, тому його вивчення є також одним із важливих завдань метеорології.

Основними фізичними процесами, у яких грунт отримує чи віддає тепло, є: 1) променистий теплообмін; 2) турбулентний теплообмін між підстилаючою поверхнею та атмосферою; 3) молекулярний теплообмін між поверхнею ґрунту та нижнім нерухомим прилеглим шаром повітря; 4) теплообмін між шарами ґрунту; 5) фазовий теплообмін: витрати тепла на випаровування води, танення льоду та снігу на поверхні та у глибині ґрунту або його виділення при зворотних процесах.

Тепловий режим поверхні землі та водойм визначається їх теплофізичними характеристиками. Особливу увагупри підготовці слід звернути на висновок та аналіз рівняння теплопровідності ґрунту (рівняння Фур'є). Якщо ґрунт однорідний по вертикалі, то його температура tна глибині zв момент часу т може бути визначена з рівняння Фур'є

де а- температуропровідність ґрунту.

Наслідком цього рівняння є основні закони поширення температурних коливань у ґрунті:

1. Закон незмінності періоду коливань із глибиною:

T(z) = const (2)

2. Закон зменшення амплітуди коливань із глибиною:

(3)

де і - амплітуди на глибинах а- температуропровідність шару ґрунту, що лежить між глибинами;

3. Закон зсуву фази коливань з глибиною (закон запізнення):

(4)

де запізнення, тобто. різниця між моментами настання однакової фази коливань (наприклад, максимуму) на глибинах і коливання температури проникають у ґрунт до глибини z np, що визначається співвідношенням:

(5)

Крім того, необхідно звернути увагу на низку наслідків із закону зменшення амплітуди коливань із глибиною:

а) глибини, на яких у різних ґрунтах ( ) амплітуди температурних коливань з однаковим періодом (= Т 2)зменшуються в однакове число разів відносяться між собою як коріння квадратне з температуропровідності цих ґрунтів

б) глибини, на яких в одному і тому ж грунті ( а= const) амплітуди температурних коливань з різними періодами ( ) зменшуються в однакове число разів =const, відносяться між собою як коріння квадратні з періодів коливань

(7)

Необхідно чітко засвоїти фізичний сенс та особливості формування теплового потоку у ґрунт.

Поверхнева щільність теплового потоку у ґрунті визначається за формулою:

де - коефіцієнт теплопровідності грунту вертикальний градієнт температури.

Миттєві значення Рвиражаються у кВт/м з точністю до сотих, суми Р -в МДж/м 2 (годинні та добові - з точністю до сотих, місячні - до одиниць, річні - до десятків).

Середня поверхнева щільність теплового потоку через поверхню ґрунту за інтервал часу т описується формулою

де З - об'ємна теплоємність ґрунту; інтервал; z„ p- глибина проникнення температурних коливань; ∆t cp- різниця середніх температур шару ґрунту до глибини z npнаприкінці та на початку інтервалу т. Наведемо основні приклади завдань на тему «Тепловий режим грунту».

Завдання 1.На якій глибині зменшується в ераз амплітуда добових коливань у ґрунті, що має коефіцієнт температуропровідності а= 18,84 см 2 /год?

Рішення.З рівняння (3) випливає, що амплітуда добових коливань зменшиться в раз на глибині, що відповідає умові

Завдання 2.Знайти глибину проникнення добових коливань температури в граніт і сухий пісок, якщо екстремальні температури поверхні сусідніх ділянок з гранітним грунтом 34,8 °С і 14,5 °С, а з сухим піщаним грунтом 42,3 °С і 7,8 °С . Температуропровідність граніту аг = 72,0 см 2 /год сухого піску ап = 23,0 см 2 /год.

Рішення.Амплітуда температури на поверхні граніту та піску дорівнює:

Глибина проникнення розглядається за такою формулою (5):

У зв'язку з більшою температуропровідністю граніту ми отримали велику глибину проникнення добових коливань температури.

Завдання 3.Припустивши, що температура верхнього шару грунту змінюється з лінійно глибиною, слід обчислити поверхневу щільність теплового потоку в сухому піску, якщо температура його поверхні становить 23,6 "С,а температура на глибині 5 см дорівнює 194°С.

Рішення.Температурний градієнт ґрунту в цьому випадку дорівнює:

Теплопровідність сухого піску = 1,0 Вт/м*К. Потік тепла в ґрунт визначаємо за формулою:

Р = -λ - = 1,0 84,0 10" 3 = 0,08 кВт/м 2

Тепловий режим приземного шару атмосфери визначається головним чином турбулентним перемішуванням, інтенсивність якого залежить від динамічних факторів (шорсткості земної поверхні та градієнтів швидкостей вітру на різних рівнях, масштабу руху) та термічних факторів (неоднорідності нагрівання різних ділянок поверхні та вертикального розподілу температури).

Для характеристики інтенсивності турбулентного перемішування використовується коефіцієнт турбулентного обміну Ата коефіцієнт турбулентності До.Вони пов'язані співвідношенням

К = А/р(10)

де р -густина повітря.

Коефіцієнт турбулентності Довимірюється в м 2 /с, з точністю до сотих часток. Зазвичай у приземному шарі атмосфери використовують коефіцієнт турбулентності До]на висоті г"= 1 м. У межах приземного шару:

де z -висота (м).

Необхідно знати основні методи визначення К\.

Завдання 1.Обчислити поверхневу щільність вертикального теплового потоку в приземному шарі атмосфери через майданчик, на рівні якого щільність повітря дорівнює нормальній, коефіцієнт турбулентності дорівнює 0,40 м 2 /с, а вертикальний градієнт температури 30,0 ° С/100м.

Рішення.Обчислюємо поверхневу щільність вертикального теплового потоку за формулою

L=1.3*1005*0.40*

Вивчіть фактори, що впливають на тепловий режим приземного шару атмосфери, а також періодичні та неперіодичні зміни температури вільної атмосфери. Рівняння теплового балансу земної поверхні та атмосфери описують закон збереження енергії, одержаної діяльним шаром Землі. Розгляньте добовий та річний перебіг теплового балансу та причини його змін.

Література

Розділ Ш,гол. 2, § 1 -8.

Питання для самоперевірки

1. Які фактори визначають тепловий режим ґрунту та водойм?

2. Який фізичний сенс теплофізичних характеристик та як вони впливають на температурний режим ґрунту, повітря, води?

3. Від чого залежать і як залежать амплітуди добових та річних коливань температури поверхні ґрунту?

4. Сформулюйте основні закони розподілу температурних коливань у ґрунті?

5. Які наслідки випливають із основних законів розподілу температурних коливань у ґрунті?

6. Які середні глибини проникнення добових та річних коливань температури у ґрунті та у водоймах?

7. Який вплив рослинного та снігового покриву на тепловий режим ґрунту?

8. Які особливості теплового режиму водойм, на відміну від теплового режиму ґрунту?

9. Які чинники впливають інтенсивність турбулентності в атмосфері?

10. Які кількісні показники турбулентності ви знаєте?

11. Які основні методи визначення коефіцієнта турбулентності, їх переваги та недоліки?

12. Намалюйте та проаналізуйте добовий перебіг коефіцієнта турбулентності над поверхнею суші та водойми. У чому причини їхньої відмінності?

13. Як визначається поверхнева густина вертикального турбулентного теплового потоку в приземному шарі атмосфери?

Ґрунт – компонент кліматичної системи, що є найактивнішим акумулятором сонячного тепла, що надходить на поверхню ґрунту.

Добовий перебіг температури підстилаючої поверхні має один максимум та один мінімум. Мінімум настає біля сходу сонця, максимум - в південь. Фаза добового ходу та його добова амплітуда залежать від пори року, стану підстилаючої поверхні, кількості та опадів, а також, від розташування станцій, типу ґрунту та його механічного складу.

За механічним складом ґрунти діляться на піщані, супіщані та суглинні, що розрізняються між собою за теплоємністю, температуропровідністю та генетичними властивостями (зокрема, за кольором). Темні ґрунти поглинають більше сонячної радіації і, отже, сильніше прогріваються, ніж світлі. Піщані та супіщані грунти, що характеризуються меншою, теплішою за суглинисті.

У річному ході температури підстилаючої поверхні простежується проста періодичність із мінімумом у зимовий час та максимумом влітку. На більшій частині території Росії найбільш висока температура грунту спостерігається в липні Далекому Сходіу прибережній смузі Охотського моря, на та – у липні – серпні, на півдні Приморського краю – у серпні.

Максимальні температури підстилаючої поверхні протягом більшої частини року характеризують екстремальний термічний стан ґрунту, і лише для найхолодніших місяців – поверхні.

Умовами погоди, сприятливими для досягнення підстилаючою поверхнею максимальних температур, є: малохмарна погода, коли максимальний приплив сонячної радіації; малі швидкості вітру або штиль, оскільки підвищення швидкості вітру сприяє збільшенню випаровування вологи з ґрунту; мала кількість опадів, оскільки сухий грунт характеризується меншою тепло- і температуропровідністю. Крім того, у сухому ґрунті менші витрати тепла на випаровування. Таким чином, абсолютні максимуми температури зазвичай відзначаються в найясніші сонячні дні на сухому ґрунті і, зазвичай, у післяполудні години.

Географічне розподіл середніх з абсолютних річних максимумів температури підстилаючої поверхні подібно до розподілу ізогеотерм середніх місячних температур поверхні грунту літні місяці. Ізогеотерми мають в основному широтний напрямок. Вплив морів на температуру поверхні грунту проявляється в тому, що на західному узбережжі Японського і , на Сахаліні та Камчатці широтний напрямок ізогеотерм порушується і стає близьким до меридіонального (повторює контури берегової лінії). На Європейській частині Росії значення середнього з абсолютних річних максимумів температури підстилаючої поверхні змінюються від 30-35 ° С на узбережжі північних морів до 60-62 ° С на півдні Ростовської області, Краснодарському і Ставропольському краях, в Республіці Калмикія та Республіці Дагестан. У районі середні з абсолютних річних максимумів температури поверхні ґрунту на 3–5°С нижчі, ніж у прилеглих рівнинних територіях, що пов'язано з впливом височин на збільшення опадів у даному районі та зволоження ґрунту. Рівнинні території, закриті височинами від переважаючих вітрів, відрізняються зниженою кількістю опадів і меншими швидкостями вітру, отже, і підвищеними значеннями екстремальних температур поверхні грунту.

Найбільш швидке зростання екстремальних температур з півночі на південь відбувається в зоні переходу від лісової та зон до зони, що пов'язано зі зменшенням опадів у степовій зоні та зі зміною складу ґрунтів. На півдні при загальному низькому рівні вмісту вологи в ґрунті одним і тим же змінам вологості ґрунту відповідають більш значні відмінності в температурі ґрунтів, що відрізняються між собою за механічним складом.

Так само різко відбувається зменшення середніх з абсолютних річних максимумів температури підстилаючої поверхні з півдня на північ у північних районах Європейської частини Росії, при переході від лісової зони до зон та тундри – районів надмірного зволоження. Північні райони Європейської частини Росії завдяки активній циклонічній діяльності, крім іншого, відрізняються від південних районів підвищеною кількістю хмарності, що різко знижує прихід сонячної радіації до земної поверхні.

На Азіатській частині Росії найнижчі із середніх абсолютних максимумів мають місце на островах та півночі (12–19°С). У міру просування на південь відбувається збільшення екстремальних температур, причому на півночі Європейської та Азіатської частин Росії це збільшення відбувається різкіше, ніж на решті території. У районах з мінімальною кількістю опадів (наприклад, райони міжріччя Лєни та Алдану) виділяються осередки підвищених значень екстремальних температур. Так як райони відрізняються дуже складним, то екстремальні температури поверхні грунту для станцій, що знаходяться в різних формах рельєфу (гірські райони, улоговини, низовини, долини великих сибірських річок), сильно відрізняються. Найбільших значень середні з абсолютних річних максимумів температури підстилаючої поверхні досягають Півдні Азіатської частини Росії (крім прибережних районів). На півдні Приморського краю середні з абсолютних річних максимумів нижчі ніж у континентальних районах, розташованих на тій самій широті. Тут їх значення сягають 55–59°С.

Мінімальні температури підстилаючої поверхні спостерігаються також за цілком певних умов: у найхолодніші ночі, у години близькі до сходу сонця, при антициклональному режимі погоди, коли мала хмарність сприяє максимальному ефективному випромінюванню.

Розподіл ізогеотерм середніх з абсолютних річних мінімумів температури підстилаючої поверхні аналогічний розподілу ізотерм мінімальних температур повітря. На більшій частині території Росії, крім південних та північних районів, ізогеотерми середніх з абсолютних річних мінімумів температури підстилаючої поверхні приймають меридіональну спрямованість (зменшуються із заходу на схід). На Європейській частині Росії середні з абсолютних річних мінімумів температури підстильної поверхні змінюються від – 25°С у західних та південних районах до –40…–45°С у східних та, особливо, північно-східних районах (Тиманський кряж та Великоземельська тундра). Найвищі значення середніх абсолютних річних мінімумів температури (–16…–17°С) мають місце на Чорноморському узбережжі. Здебільшого Азіатської частини Росії середні з абсолютних річних мінімумів варіюють не більше –45…–55°С. Такий незначний і досить рівномірний розподіл температури на величезній території пов'язаний з однотипністю умов утворення мінімальних температур у районах, схильних до впливу сибірського.

У районах Східного Сибіру зі складним рельєфом, особливо у Республіці Саха (Якутія), поруч із радіаційними чинниками, значний вплив зменшення мінімальних температур надають особливості рельєфу. Тут у складних умовах гірської країни у западинах і улоговинах створюються особливо сприятливі умови для вихоложення поверхні, що підстилає. У Республіці Саха (Якутія) мають місце найнижчі значення середніх з абсолютних річних мінімумів температури поверхні, що підстилає на території Росії (до –57…–60°С).

На узбережжі арктичних морівУ зв'язку з розвитком активної зимової циклонічної діяльності, мінімальні температури вищі, ніж у внутрішніх районах. Ізогеотерми мають майже широтний напрямок, і зниження середніх з абсолютних річних мінімумів з півночі на південь відбувається досить швидко.

На узбережжі ізогеотерми повторюють контури берегів. Вплив Алеутського мінімуму проявляється у підвищенні середніх з абсолютних річних мінімумів у прибережній зоні порівняно з внутрішніми районами, особливо на південному узбережжі Приморського краю та на Сахаліні. Середні з абсолютних річних мінімумів становлять тут –25…–30°С.

Від величини негативних температур повітря холодний період року залежить промерзання грунту. Найважливішим фактором, що перешкоджає промерзанню ґрунту, є наявність снігового покриву. Такі його характеристики як час утворення, потужність, тривалість залягання визначають глибину промерзання грунту. Пізнє встановлення сніжного покриву сприяє більшому промерзанню ґрунту, так як у першу половину зими інтенсивність промерзання ґрунту найбільша і, навпаки, раннє встановлення сніжного покриву перешкоджає значному промерзанню ґрунту. Вплив товщини снігового покриву найбільше проявляється в районах з низькою температурою повітря.

При одних і тих же глибина промерзання залежить від типу ґрунту, його механічного складу та вологості.

Наприклад, у північних районах Західного Сибірупри низькій і потужному сніговому покриві глибина промерзання ґрунту менша, ніж у більш південних та теплих районах з малим. Своєрідна картина має місце у районах з нестійким сніговим покривом (південні райони Європейської частини Росії), де може сприяти збільшенню глибини промерзання грунту. Це пов'язано з тим, що при частій зміні морозів і відлиг на поверхні тонкого снігового покриву утворюється крижана кірка, коефіцієнт теплопровідності якої в кілька разів більший за теплопровідність снігу і води. Грунт за наявності такої кірки значно швидше охолоджується та промерзає. Зменшенню глибини промерзання ґрунту сприяє наявність рослинного покриву, оскільки він затримує та накопичує сніг.

ТЕПЛОВИЙ РЕЖИМ ПІДСТИЛЮЄ ПОВЕРХНІ І АТМОСФЕРИ

Поверхня, що безпосередньо нагрівається сонячними променями і віддає тепло нижчим шарам і повітрю, називають діяльною.Температура діяльної поверхні, її величина та зміна (добовий та річний хід) визначаються тепловим балансом.

Максимальне значення багатьох складових теплового балансу спостерігається близько південь. Виняток є максимум теплообміну в грунті, що припадає на ранковий годинник.

Максимальні амплітуди добового перебігу складових теплового балансу відзначаються влітку, мінімальні – взимку. У добовому ході температури поверхні, сухої та позбавленої рослинності, у ясний день максимум настає після 13 годин, а мінімум – близько моменту сходу Сонця. Хмарність порушує правильний перебіг температури поверхні та викликає зміщення моментів максимумів та мінімумів. Великий вплив на температуру поверхні надають її вологість та рослинний покрив. Денні максимуми температури поверхні можуть становити +80°С і більше. Добові коливання досягають 40 °. Їхня величина залежить від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, від рослинного покриву, а також від експозиції схилів.

Річний перебіг температури діяльного шару різний у різних широтах. Максимум температури в середніх та високих широтах зазвичай спостерігається у червні, мінімум – у січні. Амплітуди річних коливань температури діяльного шару в низьких широтах дуже малі, середніх широтах суші вони досягають 30°. На річні коливання температури поверхні у помірних та високих широтах сильно впливає сніговий покрив.

На передачу тепла від шару до шару витрачається час, і моменти настання максимальних та мінімальних протягом доби температур запізнюються на кожні 10 см приблизно на 3 години. Якщо на поверхні найвища температура була близько 13 годин, на глибині 10 см максимум температури настане близько 16 годин, а на глибині 20 см - близько 19 годин і т. д. При послідовному нагріванні шарів нижче від лежачих кожен шар поглинає деяку кількість тепла. Чим глибший шар, тим менше тепла він отримує і тим слабше в ньому коливання температури. Амплітуда добових коливань температури із глибиною зменшується на кожні 15 см у 2 рази. Це означає, що й на поверхні амплітуда дорівнює 16°, то глибині 15 див - 8°, але в глибині 30 див - 4°.

На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури ґрунту "загасають". Шар, у якому ці коливання практично припиняються, називається шаром постійної добової температури.

Чим більший період коливання температур, тим глибше вони поширюються. У середніх широтах шар постійної річної температури знаходиться на глибині 19-20 м, у високих широтах на глибині 25 м. У тропічних широтах річні амплітуди температури невеликі і шар постійної річної амплітуди розташований на глибині всього 5-10 м. та мінімальних температур запізнюються в середньому на 20-30 діб на кожен метр. Таким чином, якщо найменша температура на поверхні спостерігалася у січні, на глибині 2 м вона настає на початку березня. Спостереження показують, що температура у шарі постійної річної температури близька до середньої річної температури повітря над поверхнею.

Вода, маючи більшу теплоємність і меншу теплопровідність, ніж суша, повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло. Частина сонячних променів, що падають на водну поверхню, поглинається верхнім шаром, а частина їх проникає на значну глибину, нагріваючи безпосередньо деякий її шар.

Рухливість води уможливлює перенесення тепла. Внаслідок турбулентного перемішування передача тепла вглиб відбувається у 1000 – 10 000 разів швидше, ніж шляхом теплопровідності. При охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, що супроводжується перемішуванням. Добові коливання температури на поверхні Океану у високих широтах у середньому всього 0,1°, у помірних – 0,4°, у тропічних – 0,5°. Глибина проникнення цих коливань 15-20м. Річні амплітуди температури на поверхні Океану від 1 в екваторіальних широтах до 10,2 в помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200-300 м. Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні з сушею. Максимум настає близько 15-16 години, мінімум - через 2-3 години після сходу Сонця.

Тепловий режим нижнього шару атмосфери.

Повітря нагрівається в основному не сонячними променями безпосередньо, а за рахунок передачі йому тепла поверхнею, що підстилає (процеси випромінювання і теплопровідності). Найважливішу роль у перенесенні тепла від поверхні у вищерозташовані шари тропосфери відіграють турбулентний теплообмін та передача прихованої теплоти пароутворення. Безладний рух частинок повітря, викликаний його нагріванням нерівномірно нагрітої поверхні, що підстилає, термічною турбулентністюабо термічною конвекцією.

Якщо замість дрібних хаотичних вихорів, що рухаються, починають переважати потужні висхідні (терміки) і менш потужні низхідні рухи повітря, конвекція називається упорядкованої.Повітря, що нагрівається біля поверхні, спрямовується вгору, переносячи тепло. Термічна конвекція може розвиватися тільки доти, поки повітря має температуру вище температури того середовища, в якому він піднімається (нестійкий стан атмосфери). Якщо температура повітря, що піднімається, виявиться рівною температурі навколишнього його середовища, підняття припиниться (байдужий стан атмосфери); якщо повітря стане холодніше навколишнього середовища, воно почне опускатися (стійкий стан атмосфери).

При турбулентному русі повітря все нові і нові його частинки, стикаючись з поверхнею, отримують тепло, а піднімаючись і перемішуючись, віддають його іншим частинкам. Кількість тепла, одержуване повітрям від поверхні за допомогою турбулентності, більша за кількість тепла, одержуваного ним в результаті випромінювання, в 400 разів і в результаті передачі шляхом молекулярної теплопровідності - майже 500 000 разів. Тепло переноситься від поверхні в атмосферу разом з вологою, що випарувалася з неї, а потім виділяється в процесі конденсації. Кожен грам водяної пари містить 600 кал прихованої теплоти пароутворення.

У повітрі, що піднімається, температура змінюється внаслідок адіабатичногопроцесу, тобто без обміну теплом з довкіллям, за рахунок перетворення внутрішньої енергії газу в роботу та роботи у внутрішню енергію. Оскільки внутрішня енергія пропорційна абсолютної температури газу, відбувається зміна температури. Повітря, що піднімається, розширюється, виконує роботу, на яку витрачає внутрішню енергію, і температура його знижується. Опускається повітря, навпаки, стискається, витрачена розширення енергія звільняється, і температура повітря зростає.

Сухе або містить водяні пари, але ненасичене ними повітря, піднімаючись, адіабатично охолоджується на 1° на кожні 100 м. Повітря, насичене водяними парами, при підйомі на 100 м охолоджується менш ніж на 1°, так як у ньому відбувається конденсація, тепла, що частково компенсує тепло, витрачене на розширення.

Величина охолодження насиченого повітря при підйомі його на 100 м залежить від температури повітря та атмосферного тискута змінюється у значних межах. Ненасичене повітря, опускаючись, нагрівається на 1° на 100 м, насичене на меншу величину, тому що в ньому відбувається випаровування, на яке витрачається тепло. Насичене повітря, що піднімається, зазвичай втрачає вологу в процесі випадання опадів і стає ненасиченим. При опусканні повітря нагрівається на 1° на 100 м.

В результаті зниження температури при підйомі виявляється менше, ніж її підвищення при опусканні, і повітря, що піднялося, а потім опустилося на одному і тому ж рівні при одному і тому ж тиску, буде мати різну температуру- кінцева температура буде вищою за початкову. Такий процес називається псевдоадіабатичним.

Оскільки повітря нагрівається головним чином діяльної поверхні, температура з висотою нижньому шарі атмосфери, зазвичай, знижується. Вертикальний градієнт для тропосфери в середньому становить 0,6 ° на 100 м. Він вважається позитивним, якщо температура з висотою зменшується, і негативним, якщо вона підвищується. У нижньому приземному шарі повітря (1,5-2 м) вертикальні градієнти можуть бути дуже великими.

Зростання температури з висотою називається інверсієюа шар повітря, в якому температура з висотою зростає,- шаром інверсії.У атмосфері майже завжди можна спостерігати верстви інверсії. У земної поверхні при сильному її охолодженні внаслідок випромінювання виникає радіаційна інверсія(Інверсія випромінювання) . Вона з'являється в ясні літні ночі і може охопити шар кількасот метрів. Взимку у ясну погоду інверсія зберігається кілька діб і навіть тижнів. Зимові інверсії можуть включати шар до 1,5 км.

Посилення інверсії сприяють умови рельєфу: холодне повітрястікає у зниження і там застоюється. Такі інверсії називаються орографічними.Потужні інверсії, звані адвентивними,утворюються у тих випадках, коли порівняно тепле повітряприходить на холодну поверхню, що охолоджує нижні його шари. Адвективні інверсії днів виражені слабо, вночі вони посилюються радіаційним вихолоджуванням. Навесні утворенню таких інверсій сприяє сніговий покрив, що ще не стояло.

З явищем інверсії температури у приземному шарі повітря пов'язані заморозки. Заморозки -зниження температури повітря вночі до 0° і нижче в той час, коли середня добова температура вище 0° (осінь, весна). Може бути і так, що заморозки спостерігаються тільки на ґрунті при температурі повітря над нею вище за нуль.

Тепловий стан атмосфери впливає поширення у ній світла. У випадках, коли температура з висотою різко змінюється (підвищується чи знижується), виникають міражі.

Міраж - уявне зображення предмета, що з'являється над ним (верхній міраж) або під ним (нижній міраж). Рідше бувають бічні міражі (зображення утворюється збоку). Причина міражів - викривлення траєкторії світлових променів, що йдуть від предмета до ока спостерігача, внаслідок їхнього заломлення на межі шарів з різною щільністю.

Добовий та річний перебіг температури в нижньому шарі тропосфери до висоти 2 км загалом відображає перебіг температури поверхні. З віддаленням від поверхні амплітуди коливань температури зменшуються, а моменти максимуму та мінімуму запізнюються. Добові коливання температури повітря взимку помітні до висоти 0,5 км, влітку – до 2 км.

Амплітуда добових коливань температури із збільшенням широти місця зменшується. Найбільша добова амплітуда – у субтропічних широтах, найменша – у полярних. У помірних широтах добові амплітуди різні різні часироку. У високих широтах найбільша добова амплітуда навесні та восени, у помірних – влітку.

Річний перебіг температури повітря насамперед залежить від широти місця. Від екватора до полюсів річна амплітуда коливань температури повітря зростає.

Виділяють чотири типи річного ходу температури за величиною амплітуди та за часом настання крайніх температур.

Екваторіальний типхарактеризується двома максимумами (після моментів рівнодення) та двома мінімумами (після моментів сонцестояння). Амплітуда над Океаном близько 1°, над суходолом - до 10°. Температура весь рік позитивна.

Тропічний типодин максимум (після літнього сонцестояння) та одні мінімум (після зимового сонцестояння). Амплітуда над Океаном – близько 5°, на суші – до 20°. Температура весь рік позитивна.

Помірний типодин максимум (у північній півкулі над сушею у липні, над Океаном у серпні) та один мінімум (у північній півкулі над сушею у січні, над Океаном у лютому). Виразно виділяються чотири сезони: теплий, холодний та два перехідні. Річна амплітуда температури збільшується зі збільшенням широти, і навіть у міру віддалення від Океану: узбережжя 10°, далеко від Океану - до 60° і більше (в Якутську - -62,5°). Температура у холодний сезон негативна.

Полярний типзима дуже тривала і холодна, літо коротке, прохолодне. Річні амплітуди 25 ° і більше (над сушею до 65 °). Температура більшу частину року негативна. Загальна картина річного ходу температури повітря ускладнюється впливом факторів, серед яких особливо велике значення належить поверхні, що підстилає. Над водною поверхнею річний перебіг температури згладжується, над суходолом, навпаки, виражений різкіше. Сильно знижує річні температури сніговий та крижаний покрив. Впливають також висота місця над рівнем океану, рельєф, віддаленість від океану, хмарність. Плавний хід річної температури повітря порушується обуреннями, що викликаються вторгненням холодного або, навпаки, теплого повітря. Прикладом може бути весняні повернення холодів (хвилі холоду), осінні повернення тепла, зимові відлиги в помірних широтах.

Розподіл температури повітря у поверхні, що підстилає.

Якби земна поверхня була однорідна, а атмосфера і гідросфера нерухомі, розподіл тепла поверхнею Землі визначалося лише надходженням сонячної радіації і температура повітря поступово убувала від екватора до полюсів, залишаючись однакової кожної паралелі (солярні температури). Дійсно середньорічні температури повітря визначаються тепловим балансом і залежать від характеру підстилаючої поверхні та безперервного міжширотного теплообміну, що здійснюється за допомогою переміщення повітря та вод Океану, а тому суттєво відрізняються від солярних.

Справжні середні річні температури повітря біля земної поверхні низьких широтах нижче, а високих, навпаки, вище солярних. У південній півкулі дійсні середні річні температури на всіх широтах нижчі, ніж у північній. Середня температура повітря біля земної поверхні у північній півкулі у січні +8°С, у липні +22°С; у південному - у липні +10 ° С, у січні +17 ° С. Річні амплітуди коливань температури повітря, що становлять для північної півкулі 14 °, а для південної тільки 7 °, свідчать про меншу континентальність південної півкулі. Середня протягом року температура повітря біля земної поверхні загалом +14°С.

Якщо відзначити на різних меридіанах найвищі середні річні або місячні температури та поєднати їх, отримаємо лінію теплового максимуму,звану також часто термічним екватором. Правильніше, ймовірно, вважати термічним екватором паралель (широтне коло) із найвищими нормальними середніми температурами року чи якогось місяця. Термічний екватор не співпадає з географічним і "зрушений" на північ. Протягом року він переміщається від 20 ° пн. ш. (у липні) до 0° (у січні). Причин усунення термічного екватора на північ кілька: переважання суші в тропічних широтах північної півкулі, антарктичний полюс холоду, і, можливо, має значення тривалість літа (літо південної півкулі коротше).

Теплові пояси.

За межі теплових (температурних) поясів приймають ізотерми. Теплових поясів сім:

жаркий пояс, розташований між річною ізотермою +20° північної та південної півкуль; два помірні пояси теплого місяця;

Два холодних пояси, що знаходяться між ізотермою + 10° і найтеплішого місяця;

Два пояси морозу, розташовані біля полюсів та обмежені ізотермою 0° найтеплішого місяця. У північній півкулі це Гренландія і простір біля північного полюса, у південному - область усередині паралелі 60° пд. ш.

Температурні пояси – основа кліматичних поясів.У межах кожного пояса спостерігаються великі різноманітностітемператур залежно від поверхні, що підстилає. На суші дуже великий вплив рельєфу на температуру. Зміна температури з висотою на кожні 100 м неоднакова у різних температурних поясах. Вертикальний градієнт у нижньому кілометровому шарі тропосфери змінюється від 0 ° над крижаною поверхнею Антарктиди до 0,8 ° влітку над тропічними пустель. Тому спосіб приведення температур до рівня моря за допомогою середнього градієнта (6°/100 м) іноді може призвести до грубих помилок. Зміна температури з висотою – причина вертикальної кліматичної поясності.

Тепловий режим атмосфери

Локальна температура

Загальна зміна температури у зафіксованій
географічній точці, що залежить і від індивідуальних
змін стану повітря, та від адвекції, називають
локальною (місцевою) зміною.
Будь-яку метеорологічну станцію, що не змінює
свого становища на земній поверхні, можна
розглядати як таку точку.
Метеорологічні прилади - термометри та
термографи, нерухомо вміщені в тому чи іншому
місці, реєструють саме локальні зміни
температури повітря.
Термометр на повітряній кулі, що летить за вітром і,
отже, що залишається в одній і тій же масі
повітря, показує індивідуальну зміну
температури у цій масі.

Тепловий режим атмосфери

Розподіл температури повітря в
просторі та її зміна у часі
Тепловий стан атмосфери
визначається:
1. Теплообмін з навколишнім середовищем
(з підстилаючою поверхнею, сусідніми
повітряними масами та космічним простором).
2. Адіабатичними процесами
(пов'язаними зі зміною тиску повітря,
особливо при вертикальному русі)
3. Процеси адвекції
(перенесення теплого або холодного повітря, що впливає на температуру в
даної точки)

Теплообмін

Шляхи теплообміну
1) Радіаційний
при поглинанні
повітрям радіації Сонця та земної
поверхні.
2) Теплопровідність.
3) Випар або конденсація.
4) Утворення або плавлення льоду та снігу.

Радіаційний шлях теплообміну

1. Безпосереднє поглинання
сонячної радіації у тропосфері мало;
воно може викликати підвищення
температури повітря всього на величину
порядку 0,5 ° на день.
2. Дещо більше значення має
втрата тепла з повітря шляхом
довгохвильового випромінювання.

B = S + D + Ea – Rк – Rд – Eз, кВт/м2
де
S – пряма сонячна радіація на
горизонтальну поверхню;
D – розсіяна сонячна радіація на
горизонтальну поверхню;
Ea – зустрічне випромінювання атмосфери;
Rк і Rд - відбита від підстилаючої поверхні
коротко- та довгохвильова радіація;
Eз - довгохвильове випромінювання підстилаючої
поверхні.

Радіаційний баланс підстилаючої поверхні

B = S + D + Ea-Rк - Rд - Eз, кВт/м2
Приймаючи до уваги:
Q=S+D Це сумарна радіація;
Rд - дуже маленька величина і її зазвичай не
враховують;
Rк = Q *Aк, де А -альбедо поверхні;
Ееф = Ез - Ea
Отримаємо:
B = Q(1 -Aк) - Ееф

Тепловий баланс підстилаючої поверхні

Б = Lт-ж * Мп + Lж-г * Мк + Qа + Qп-п
де Lт-ж та Lж-г - питома теплота плавлення
та пароутворення (конденсації), відповідно;
Мп і Мк -маси води, що беруть участь у
відповідних фазових переходах;
Qа та Qп-п – потік тепла в атмосферу та через
поверхня, що підстилає, до нижчих шарів
грунту або води.

поверхні та діяльного шару

Температурний режим підстилаючої

Підстилаюча поверхня – це
поверхню землі (ґрунт, вода, сніг та
т. д.), що взаємодіє з атмосферою
в процесі тепло‐ та вологообміну.
Діяльний шар – це шар ґрунту (включаючи
рослинність та сніговий покрив) або води,
що бере участь у теплообміні з навколишнім середовищем,
на глибину якого поширюються добові та
річні коливання температури.

10. Температурний режим підстилаючої поверхні та діяльного шару

Температурний режим підстилаючої
поверхні та діяльного шару
У ґрунті сонячна радіація, проникаючи
на глибину в десяті частки мм,
перетворюється на тепло, яке
передається в нижчі шари шляхом
молекулярної теплопровідності
У воді сонячна радіація проникає на
глибини до десятків метрів, а перенесення
тепла в нижчі шари відбувається в
результаті турбулентного
перемішування, термічної
конвекції та випаровування

11. Температурний режим підстилаючої поверхні та діяльного шару

Температурний режим підстилаючої
поверхні та діяльного шару
Добові коливання температури
поширюються:
у воді – до десятків метрів,
у ґрунті – менше метра
Річні коливання температури
поширюються:
у воді – до сотень метрів,
у грунті – на 10-20 метрів

12. Температурний режим підстилаючої поверхні та діяльного шару

Температурний режим підстилаючої
поверхні та діяльного шару
Тепло, що приходить вдень та влітку на поверхню води, проникає
до значної глибини та нагріває велику товщу води.
Температура верхнього шару та самої поверхні води
підвищується у своїй мало.
У ґрунті приходить тепло розподіляється в тонкому верхньому
шар, який, таким чином, сильно нагрівається.
Вночі та взимку вода втрачає тепло з поверхневого шару, але
замість нього приходить накопичене тепло з нижчих шарів.
Тому температура на поверхні води знижується
повільно.
На поверхні ж ґрунту температура при віддачі тепла падає
швидко:
тепло, накопичене в тонкому верхньому шарі, швидко з нього йде
без поповнення знизу.

13. Температурний режим підстилаючої поверхні та діяльного шару

Температурний режим підстилаючої
поверхні та діяльного шару
Вдень і влітку температура на поверхні ґрунту вища, ніж температура на поверхні
поверхні води; вночі та взимку нижче.
Добові та річні коливання температури на поверхні ґрунту більші,
причому значно більше, ніж на поверхні води.
Водний басейн за теплу пору року накопичує у досить потужному шарі
води велика кількість тепла, яке віддає в атмосферу в холодний
сезон.
Ґрунт протягом теплого сезону віддає ночами більшу частину того тепла,
яке отримує вдень, та мало накопичує його до зими.
У середніх широтах за теплу половину року у ґрунті накопичується 1,5-3
ккал тепла за кожен квадратний сантиметр поверхні.
У холодну пору грунт віддає це тепло атмосфері. Величина ±1,5-3
ккал/см2 на рік становить річний теплообіг ґрунту.
Під впливом снігового покриву та рослинного влітку річний
теплообіг грунту зменшується; наприклад, під Ленінградом на 30%.
У тропіках річний теплообіг менше, ніж у помірних широтах, оскільки
там менші річні відмінності в припливі сонячної радіації.

14. Температурний режим підстилаючої поверхні та діяльного шару

Температурний режим підстилаючої
поверхні та діяльного шару
Річний теплообіг великих водойм приблизно в 20
разів більше в порівнянні з річним теплообігом
ґрунту.
Балтійське море віддає повітря в холодну пору 52
ккал/см2 і стільки ж накопичує у теплу пору року.
Річний теплообіг Чорного моря ±48 ккал/см2,
Внаслідок зазначених відмінностей температура повітря над
морем улітку нижче, а взимку вище, ніж над суходолом.

15. Температурний режим підстилаючої поверхні та діяльного шару

Температурний режим підстилаючої
поверхні та діяльного шару
Суша швидко нагрівається та швидко
остигає.
Вода повільно нагрівається та повільно
остигає
(Питома теплоємність води в
3- 4 рази більше ґрунту)
Рослинність зменшує амплітуду
добових коливань температури
поверхні ґрунту.
Сніговий покрив оберігає грунт від
інтенсивної втрати тепла (взимку ґрунт
менше промерзає)

16.

Основну роль у створенні
температурного режиму тропосфери
грає теплообмін
повітря із земною поверхнею
шляхом теплопровідності

17. Процеси, що впливають теплообмін атмосфери

Процеси, що впливають на теплообмін
атмосфери
1).Турбулентність
(перемішування
повітря при безладному,
хаотичний рух).
2).Термічна
конвекція
(перенесення повітря у вертикальному
напрямку, що виникає при
нагріві нижчого шару)

18. Зміни температури повітря

Зміни температури повітря
1).
Періодичні
2). Неперіодична
Неперіодичні зміни
температури повітря
Пов'язані з адвекцією повітряних мас
з інших районів Землі
Такі зміни часті та значні в
помірних широтах,
пов'язані вони з циклонічною
діяльністю, у невеликих
масштабах – із місцевими вітрами.

19. Періодичні зміни температури повітря

Добові та річні зміни температури носять
періодичний характер.
Добові зміни
Температура повітря змінюється на
добовому ході слідом за температурою
земної поверхні, від якої
відбувається нагрівання повітря

20. Добовий перебіг температури

Добовий перебіг температури
Багаторічні криві добового ходу
температури це плавні криві,
схожі на синусоїди.
У кліматології розглядається
добовий перебіг температури повітря,
середній за багаторічний період.

21. на поверхні ґрунту (1) та в повітрі на висоті 2м (2). Москва (МДУ)

Середній добовий перебіг температури на поверхні
грунту (1) та
у повітрі на висоті 2м (2). Москва (МДУ)

22. Середній добовий перебіг температури

Середній добовий перебіг температури
Температура на поверхні ґрунту має добовий перебіг.
Мінімум її спостерігається приблизно через півгодини після
сходу сонця.
До цього часу радіаційний баланс поверхні ґрунту
стає рівним нулю - віддача тепла з верхнього шару
ґрунту ефективним випромінюванням врівноважується
збільшеним припливом сумарної радіації.
Нерадіаційний обмін тепла в цей час незначний.

23. Середній добовий перебіг температури

Середній добовий перебіг температури
Температура на поверхні ґрунту зростає до 13-14 годин,
коли досягає максимуму на добовому ході.
Після цього починається зниження температури.
Радіаційний баланс у післяполудні години, правда,
залишається позитивним; однак
віддача тепла в денні години з верхнього шару ґрунту
атмосферу відбувається не тільки шляхом ефективного
випромінювання, а й шляхом збільшеної теплопровідності, а
також при збільшенні випаровування води.
Продовжується і передача тепла у глиб грунту.
Тому температура на поверхні ґрунту і падає
з 13-14 години до ранкового мінімуму.

24.

25. Температура поверхні ґрунту

Максимальні температури на поверхні ґрунту зазвичай вищі,
ніж у повітрі на висоті метеорологічної будки. Це зрозуміло:
вдень сонячна радіація перш за все нагріває ґрунт, а вже
від неї нагрівається повітря.
У Московській області влітку на поверхні оголеного ґрунту
спостерігаються температури до +55°, а пустелях - навіть до +80°.
Нічні мінімуми температури, навпаки, бувають на
поверхні ґрунту нижче, ніж у повітрі,
оскільки, перш за все, ґрунт вихолоджується ефективним
випромінюванням, а вже від неї охолоджується повітря.
Взимку у Московській області нічні температури на поверхні (у цей час
покритою снігом) можуть падати нижче -50 °, влітку (крім липня) - до нуля. На
снігової поверхні у внутрішніх районах Антарктиди навіть середня
місячна температура у червні близько -70°, а окремих випадках вона може
падати до -90 °.

26. Добова амплітуда температури

Добова амплітуда температури
Це – різниця між максимальною
та мінімальною температурою за добу.
Добова амплітуда температури
повітря змінюється:
за сезонами року,
по широті,
залежно від характеру
підстилаючої поверхні,
Залежно від рельєфу місцевості.

27. Зміни добової амплітуди температури (Асут)

Зміни

1. Взимку Асут менше ніж улітку
2. Зі збільшенням широти А сут. зменшується:
на широті 20 – 30°
на суші А сут. = 12 ° С
на широті 60 ° А на добу. = 6 ° С
3. Відкриті простори
характеризуються більшою А сут. :
для степів та пустель середня
Асут = 15-20 ° С (до 30 ° С),

28. Зміни добової амплітуди температури (Асут)

Зміни
добової амплітуди температури (Асут)
4. Близькість водних басейнів
зменшує А добу.
5.На опуклих формах рельєфу
(вершини та схили гір) А сут. менше,
чим на рівнині
6 . У увігнутих формах рельєфу
(Котловини, долини, яри та ін. А сут. більше.

29. Вплив ґрунтового покриву на температуру поверхні ґрунту

Рослинний покрив зменшує охолодження ґрунту вночі.
Нічне випромінювання відбувається при цьому переважно з
поверхні самої рослинності, яка і буде найбільш
охолоджуватися.
Грунт під рослинним покривом зберігає більш високу
температуру.
Проте вдень рослинність перешкоджає радіаційному
нагрівання ґрунту.
Добова амплітуда температури під рослинним покривом,
таким чином, зменшено, а середня добова температура
знижена.
Отже, рослинний покрив загалом охолоджує ґрунт.
В Ленінградської областіповерхня ґрунту під польовими
культурами може виявитися вдень на 15° холодніше, ніж
ґрунт під пором. У середньому ж за добу вона холодніша
оголеного ґрунту на 6°, і навіть на глибині 5-10 см залишається
різниця в 3-4 °.

30. Вплив ґрунтового покриву на температуру поверхні ґрунту

Сніговий покрив оберігає ґрунт узимку від надмірної втрати тепла.
Випромінювання йде з поверхні самого снігового покриву, а ґрунт під ним
залишається теплішим, ніж оголений грунт. При цьому добова амплітуда
температури на поверхні ґрунту під снігом різко зменшується.
У середній смузі Європейської території Росії за снігового покриву заввишки
40-50 см температура поверхні ґрунту під ним на 6-7° вище, ніж
температура оголеного ґрунту, і на 10° вище, ніж температура на
поверхні снігового покриву.
Зимове промерзання ґрунту під снігом досягає глибин близько 40 см, а без
сніг може поширюватися до глибин понад 100 см.
Отже, рослинний покрив влітку знижує температуру на поверхні ґрунту, а
сніговий покрив узимку, навпаки, її підвищує.
Спільна дія рослинного покриву влітку та сніжного взимку зменшує
річну амплітуду температури на поверхні ґрунту; це зменшення -
близько 10° у порівнянні з оголеним ґрунтом.

31. Поширення тепла в глиб грунту

Чим більша щільність і вологість грунту, тим
краще вона проводить тепло, тим швидше
поширюються в глибину і тим глибше
проникають коливання температури.
Незалежно від типу ґрунту, період коливань
температури не змінюється із глибиною.
Це означає, що не тільки на поверхні, а й на
глибинах залишається добовий перебіг з періодом 24
години між кожними двома послідовними
максимумами чи мінімумами
та річний хід із періодом у 12 місяців.

32. Поширення тепла в глиб грунту

Аамплітуди коливань із глибиною зменшуються.
Зростання глибини в арифметичної прогресії
призводить до зменшення амплітуди у прогресії
геометричної.
Так, якщо на поверхні добова амплітуда дорівнює 30 °, а
на глибині 20 см 5 °, то на глибині 40 см вона буде вже
менше 1°.
На деякій порівняно невеликій глибині добова
амплітуда меншає настільки, що стає
практично дорівнює нулю.
На цій глибині (близько 70-100 см, у різних випадках
різною) починається шар постійної добової
температури.

33. Добовий перебіг температури у ґрунті на різних глибинах від 1 до 80 см. Павловськ, травень.

34. Річні коливання температури

Амплітуда річних коливань температури зменшується з
глибиною.
Проте річні коливання поширюються до більшої
глибини, що цілком зрозуміло: для їхнього поширення
є більше часу.
Амплітуди річних коливань зменшуються практично до
нуля на глибині близько 30 м у полярних широтах,
близько 15-20 м у середніх широтах,
близько 10 м у тропіках
(де і на поверхні ґрунту річні амплітуди менші,
ніж у середніх широтах).
На цих глибинах починається, шар постійної річний
температури.

35.

Терміни настання максимальних та мінімальних температур
як у добовому, так і в річному ході запізнюються з глибиною
пропорційно їй.
Це зрозуміло, тому що потрібен час для поширення тепла
глибину.
Добові екстремуми на кожні 10 см глибини запізнюються на
2,5-3,5 години.
Це означає, що на глибині, наприклад, 50 см добовий максимум
спостерігається вже після опівночі.
Річні максимуми та мінімуми запізнюються на 20-30 днів на
кожен метр глибини.
Так, у Калінінграді на глибині 5 м мінімум температури
спостерігається не в січні, як на поверхні ґрунту, а в травні,
максимум - не у липні, а у жовтні

36. Річний перебіг температури у ґрунті на різних глибинах від 3 до 753 см у Калінінграді.

37. Розподіл температури у ґрунті по вертикалі у різні сезони

Влітку температура від поверхні ґрунту у глибину падає.
Взимку росте.
Весною вона спочатку росте, а потім убуває.
Восени спочатку зменшується, а потім росте.
Зміни температури у ґрунті з глибиною протягом доби або року можна уявити з
за допомогою графіка ізоплет.
По осі абсцис відкладається час у годинах або місяцях року,
По осі ординат – глибина у ґрунті.
Кожній точці на графіку відповідають певний час та певна глибина. На
графік наносять середні значення температури на різних глибинах у різні годинники або
місяці.
Провівши потім ізолінії, що з'єднують точки з рівними температурами,
наприклад через кожен градус або через кожні 2 градуси, отримаємо сімейство
термоізоплет.
За таким графіком можна визначити значення температури для будь-якого моменту доби
або дня року та для будь-якої глибини в межах графіка.

38. Ізоплети річного ходу температури у ґрунті в Тбілісі

Ізоплети річного ходу температури в грунті
Тбілісі

39. Добовий та річний перебіг температури на поверхні водойм та у верхніх шарах води

Нагрівання, і охолодження поширюється у водоймах більш
товстий шар, ніж у грунті, до того ж має більшої
теплоємністю, ніж ґрунт.
Внаслідок цієї зміни температури на поверхні води
дуже малі.
Амплітуда їх - близько десятих часток градуса: близько 0,1-
0,2° у помірних широтах,
близько 0,5 ° у тропіках.
У південних морях СРСР добова амплітуда температури більша:
1-2 °;
на поверхні великих озер у помірних широтах ще більше:
2-5 °.
Добові коливання температури води на поверхні океану
мають максимум близько 15-16 годин та мінімум через 2-3 години
після сходу сонця.

40. Добовий хід температури на поверхні моря (суцільна крива) та на висоті 6 м у повітрі (переривчаста крива) у тропічній

Атлантиці

41. Добовий та річний перебіг температури на поверхні водойм та у верхніх шарах води

Річна амплітуда коливань температури на поверхні
океану значно більше ніж добова.
Але вона менша, ніж річна амплітуда на поверхні ґрунту.
У тропіках вона близько 2-3 °, під 40 ° с. ш. близько 10°, а під 40° пд.
ш. близько 5 °.
На внутрішніх морях та глибоководних озерах можливі
значно більші річні амплітуди - до 20 і більше.
Як добові, так і річні коливання поширюються у воді
(також, звичайно, із запізненням) до більших, глибин, ніж у ґрунті.
Добові коливання виявляються у морі на глибинах до 15-
20 м і більше, а річні – до 150-400 м.

42. Добовий перебіг температури повітря біля земної поверхні

Температура повітря змінюється у добовому ході
за температурою земної поверхні.
Оскільки повітря нагрівається та охолоджується від
земної поверхні, амплітуда добового ходу
температури в метеорологічній будці менше,
ніж на поверхні ґрунту, в середньому приблизно
на третину.

43. Добовий перебіг температури повітря біля земної поверхні

Зростання температури повітря починається разом із зростанням
температури ґрунту (хвилин на 15 пізніше) вранці,
після сходу сонця. О 13-14 годині температура грунту,
починає знижуватися.
О 14-15 годині вона урівнюється з температурою повітря;
з цього часу при подальшому падінні температури
ґрунти починає падати і температура повітря.
Таким чином, мінімум у добовому ході температури
повітря біля земної поверхні посідає час
невдовзі після сходу сонця,
а максимум – на 14-15 годин.

44. Добовий перебіг температури повітря біля земної поверхні

Добовий перебіг температури повітря достатньо правильно
проявляється лише за умов стійкої ясної погоди.
Ще більш закономірним видається він у середньому з великого
числа спостережень: багаторічні криві добового ходу
температури-плавні криві, схожі на синусоїди.
Але в окремі дні добовий перебіг температури повітря може
бути дуже неправильним.
Це залежить від змін хмарності, що змінюють радіаційні
умови на земній поверхні, а також від адвекції, тобто від
припливу повітряних мас з іншою температурою.
Внаслідок цих причин мінімум температури може зміститися
навіть на денні години, а максимум – на ніч.
Добовий перебіг температури може взагалі зникнути або крива
добової зміни набуде складної та неправильної форми.

45. Добовий перебіг температури повітря біля земної поверхні

Регулярний добовий перебіг перекривається або маскується
неперіодичними змінами температури.
Наприклад, у Гельсінкі в січні є 24%
ймовірності, що добовий максимум температури
прийде на час між опівночі та годиною ночі, і
тільки 13% ймовірності, що він доведеться на
проміжок часу від 12 до 14 години.
Навіть у тропіках, де неперіодичні зміни температури слабші, ніж у помірних широтах, максимум
температури припадає на післяполудні години
лише у 50% всіх випадків.

46. ​​Добовий перебіг температури повітря біля земної поверхні

У кліматології зазвичай розглядається добовий перебіг
температури повітря, опосередкованого за багаторічний період.
У такому посередньому добовому ході неперіодичні зміни
температури, що припадають більш-менш рівномірно на
всі години доби, взаємно погашаються.
Внаслідок цього багаторічна крива добового ходу має
простий характер, близький до синусоїдального.
Наприклад розглянемо добовий перебіг температури повітря в
Москві в січні та в липні, обчислений за багаторічними
даних.
Обчислювалася багаторічна Середня температурадля кожної години
січневої або липневої доби, а потім по отриманій середній
вартовим значенням були побудовані багаторічні криві
добового ходу для січня та липня.

47. Добовий перебіг температури повітря у Москві січні й у липні. Цифрами нанесені середні місячні температури січня та липня.

48. Добові зміни амплітуди температури повітря

Добова амплітуда температури повітря змінюється за сезонами,
по широті, а також залежно від характеру ґрунту та
рельєфу місцевості.
Взимку вона менша, ніж улітку, так само як і амплітуда
температури підстилаючої поверхні.
Зі збільшенням широти добова амплітуда температури
повітря зменшується, тому що убуває південна висота сонця
над обрієм.
Під широтами 20-30° на суші середня протягом року добова
амплітуда температури близько 12°,
під широтою 60° близько 6°,
під широтою 70 ° лише 3 °.
У найвищих широтах, де сонце не сходить чи не
заходить багато днів поспіль, регулярного добового ходу
температури немає зовсім.

49. Вплив характеру ґрунту та ґрунтового покриву

Чим більша добова амплітуда температури самої
поверхні ґрунту, тим більша і добова амплітуда
температури повітря над нею.
У степах та пустелях середня добова амплітуда
досягає 15-20 °, іноді 30 °.
Над рясним рослинним покривом вона менша.
На добовій амплітуді позначається близькість водних
басейнів: у приморських місцевостях вона знижена.

50. Вплив рельєфу

На опуклих формах рельєфу місцевості (на вершинах та на
схилах гір та пагорбів) добова амплітуда температури
повітря зменшено у порівнянні з рівнинною місцевістю.
У увігнутих формах рельєфу (у долинах, ярах та лощинах)
збільшено.
Причина полягає в тому, що на опуклих формах рельєфу
повітря має зменшену площу зіткнення з
підстилаючою поверхнею та швидко зноситься з неї, замінюючись
новими масами повітря.
У увігнутих формах рельєфу повітря сильніше нагрівається від
поверхні і більше застоюється в денні години, а вночі
сильніше охолоджується і стікає схилами вниз. Але у вузьких
ущелинах, де і приплив радіації, та ефективне випромінювання
зменшено, добові амплітуди менші, ніж у широких
долинах

51. Вплив морів та океанів

Малі добові амплітуди температури на поверхні
моря мають наслідком і малі добові амплітуди
повітря над морем.
Однак ці останні все ж таки вищі, ніж добові
амплітуди на самій поверхні моря.
Добові амплітуди на поверхні відкритого океану
вимірюються лише десятими частками градуса;
але в нижньому шарі повітря над океаном вони доходять до 1
1,5 °),
а над внутрішніми морями і більше.
Амплітуди температури у повітрі підвищені тому, що на
них позначається вплив адвекції повітряних мас.
Також відіграє роль та безпосереднє поглинання
сонячної радіації нижніми шарами повітря вдень і
випромінювання їх вночі.

52. Зміна добової амплітуди температури заввишки

Добові коливання температури в атмосфері поширюються на
більш сильний шар, ніж добові коливання в океані.
На висоті 300 м над сушею амплітуда добового ходу температури
близько 50% амплітуди біля земної поверхні, а крайні значення
температури наступають на 1,5-2 години пізніше.
На висоті 1 км добова амплітуда температури над сушею 1-2°,
на висоті 2-5 км 0,5-1°, а денний максимум зміщується на
вечір.
Над морем добова амплітуда температури дещо зростає.
висотою в нижніх кілометрах, але все ж таки залишається малою.
Невеликі добові коливання температури виявляються навіть
у верхній тропосфері та у нижній стратосфері.
Але там вони визначаються вже процесами поглинання та випромінювання
радіації повітрям, а чи не впливами земної поверхні.

53. Вплив рельєфу місцевості

У горах, де вплив підстилаючої поверхні більший, ніж на
відповідних висотах у вільній атмосфері, добова
амплітуда зменшується з висотою повільніше.
На окремих гірських вершинах, на висотах 3000 м і більше,
добова амплітуда ще може дорівнювати 3-4 °.
На високих великих плато добова амплітуда температури
повітря того ж порядку, що й у низинах: поглинена радіація
і ефективне випромінювання тут великі, як і поверхня
дотику повітря з ґрунтом.
Добова амплітуда температури повітря на станції Мургаб
Памірі в середньому річному 15,5 °, тоді як у Ташкенті 12 °.

54.

55. Випромінювання земної поверхні

Верхні шари ґрунту та води, сніжний
покрив і рослинність самі випромінюють
довгохвильову радіацію; цю земну
радіацію найчастіше називають власним
випромінюванням земної поверхні.

56. Випромінювання земної поверхні

Абсолютні температури земної поверхні
укладаються між 180 та 350°.
При таких температурах радіація, що випускається
практично полягає в межах
4-120 мк,
а максимум її енергії припадає на довжини хвиль
10-15 мк.
Отже, вся ця радіація
інфрачервона, яка не сприймається оком.

57.

58. Атмосферна радіація

Атмосфера нагрівається, поглинаючи як сонячну радіацію
(хоча в порівняно невеликій частці, близько 15% її
кількості, що приходить до Землі), так і власне
випромінювання земної поверхні.
Крім того, вона отримує тепло від земної поверхні
шляхом теплопровідності, а також при випаровуванні та
подальшої конденсації водяної пари.
Будучи нагрітою, атмосфера випромінює сама.
Як і земна поверхня, вона випромінює невидиму
інфрачервону радіацію приблизно в тому ж діапазоні
довжин хвиль.

59. Зустрічне випромінювання

Більшість (70%) атмосферної радіації приходить до
земної поверхні, решта йде у світове
простір.
Атмосферну радіацію, що приходить до земної поверхні, називають зустрічним випромінюванням
Зустріч тому, що воно спрямоване назустріч
власного випромінювання земної поверхні.
Земна поверхня поглинає це зустрічне випромінювання
майже повністю (на 90-99%). Таким чином, воно є
для земної поверхні важливим джерелом тепла
доповнення до поглиненої сонячної радіації.

60. Зустрічне випромінювання

Зустрічне випромінювання зростає зі збільшенням хмарності,
оскільки хмари самі сильно випромінюють.
Для рівнинних станцій помірних широт середня
інтенсивність зустрічного випромінювання (на кожний
квадратний сантиметр площі горизонтальній земній
поверхні за одну хвилину)
порядку 0,3-0,4 кал,
на гірських станціях – близько 0,1-0,2 кал.
Це зменшення зустрічного випромінювання з висотою
пояснюється зменшенням вмісту водяної пари.
Найбільше зустрічне випромінювання – у екватора, де
атмосфера найбільш нагріта і багата на водяну пару.
У екватора 0,5-0,6 кал/см2 хв у середньому,
У полярних широтах до 0,3 кал/см2 хв.

61. Зустрічне випромінювання

Основною субстанцією в атмосфері, що поглинає
земне випромінювання і посилає зустрічне
випромінювання, є водяна пара.
Він поглинає інфрачервону радіацію у великій
області спектру - від 4,5 до 80 мк, крім
інтервалу між 8,5 та 11 мк.
При середньому вмісті водяної пари в атмосфері
радіація з довжинами хвиль від 5,5 до 7,0 мк і більше
поглинається майже повністю.
Тільки в інтервалі 8,5-11 мк земне випромінювання
проходить крізь атмосферу у світовий простір.

62.

63.

64. Ефективне випромінювання

Зустрічне випромінювання завжди дещо менше земного.
Вночі, коли сонячної радіації немає, до земної поверхні приходить
тільки зустрічне випромінювання.
Земна поверхня втрачає тепло за рахунок позитивної різниці між
власним та зустрічним випромінюванням.
Різниця між власним випромінюванням земним
поверхні та зустрічним випромінюванням атмосфери
називають ефективним випромінюванням

65. Ефективне випромінювання

Ефективне випромінювання є
чисту втрату променистої енергії, а
отже, і тепла із земної поверхні
вночі

66. Ефективне випромінювання

Зі зростанням хмарності, що збільшує
зустрічне випромінювання, ефективне випромінювання
зменшується.
У хмарну погоду ефективне випромінювання
набагато менше, ніж у ясну;
У хмарну погоду менше та нічне
охолодження земної поверхні.

67. Ефективне випромінювання

Ефективне випромінювання, звичайно,
існує і в денні години.
Але вдень воно перекривається чи частково
компенсується поглиненою сонячною
радіацією. Тому земна поверхня
вдень тепліше, ніж уночі, внаслідок чого,
між іншим, та ефективне випромінювання
вдень більше.

68. Ефективне випромінювання

Поглинаючи земне випромінювання та посилаючи зустрічне
випромінювання до земної поверхні, атмосфера тем
самим зменшує охолодження останньої в
нічний час.
Вдень вона мало перешкоджає нагріванню земному.
поверхні сонячної радіації.
Це вплив атмосфери на тепловий режим земної.
поверхні носить назву тепличного ефекту
внаслідок зовнішньої аналогії з дією скла
теплиці.

69. Ефективне випромінювання

Загалом земна поверхня в середніх
широтах втрачає ефективним
випромінюванням приблизно половину того
кількості тепла, яке вона отримує
від поглиненої радіації.

70. Радіаційний баланс земної поверхні

Різниця між поглиненою радіацією та Радіаційний баланс земної поверхні За наявності снігового покриву радіаційний баланс
переходить до позитивних значень лише при висоті
сонця близько 20-25°, тому що при великому альбедо снігу
поглинання ним сумарної радіації мало.
Вдень радіаційний баланс зростає із збільшенням висоти
сонця і зменшується.
У нічний час, коли сумарна радіація відсутня,
негативний радіаційний баланс дорівнює
ефективного випромінювання
і тому змінюється протягом ночі мало, якщо тільки
умови хмарності залишаються однаковими.

76. Радіаційний баланс земної поверхні

Середні полуденні значення
радіаційного балансу у Москві:
влітку при ясному небі – 0,51 кВт/м2,
взимку при ясному небі – 0,03 кВт/м2
влітку за середніх умов
хмарності – 0,3 кВт/м2,
взимку за середніх умов
хмарності – близько 0 кВт/м2.

77.

78.

79. Радіаційний баланс земної поверхні

Радіаційний баланс визначається балансоміром.
У ньому одна зачорнена приймальна платівка
спрямована вгору, до неба,
а інша – вниз, до земної поверхні.
Різниця в нагріванні платівок дозволяє
визначити величину радіаційного балансу.
Вночі вона дорівнює величині ефективного
випромінювання.

80. Випромінювання у світовий простір

Випромінювання земної поверхні здебільшого
поглинається у атмосфері.
Лише в інтервалі довжин хвиль 8,5-11 мк проходить крізь
атмосферу у світовий простір.
Ця кількість, що йде зовні, складає всього 10%, від
припливу сонячної радіації на межу атмосфери.
Але, крім того, сама атмосфера випромінює у світове
простір близько 55% енергії від надходить
сонячної радіації,
тобто у кілька разів більше, ніж земна поверхня.

81. Випромінювання у світовий простір

Випромінювання нижніх шарів атмосфери поглинається в
вищих її шарах.
Але, у міру віддалення від земної поверхні, зміст
водяної пари, основного поглинача радіації,
зменшується, і потрібен товстіший шар повітря,
щоб поглинути випромінювання, що надходить від
нижчих шарів.
Починаючи з деякої висоти водяної пари взагалі
недостатньо для того, щоб поглинути все випромінювання,
що йде знизу, і з цих верхніх шарів частина
атмосферного випромінювання йтиме у світове
простір.
Підрахунки показують, що найбільш сильно випромінюють в
простір шари атмосфери лежать висотах 6-10 км.

82. Випромінювання у світовий простір

Довгохвильове випромінювання земної поверхні та
атмосфери, що йде в космос, називається
радіацією, що йде.
Воно становить близько 65 одиниць, якщо за 100 одиниць прийняти
надходження сонячної радіації в атмосферу. Разом з
відбитої та розсіяної короткохвильової сонячної
радіацією, що виходить за межі атмосфери в
кількості близько 35 одиниць (планетарне альбедо Землі),
ця радіація, що йде, компенсує приплив сонячної
радіації до Землі.
Таким чином, Земля разом із атмосферою втрачає
стільки ж радіації, як і отримує, тобто.
перебуває у стані променистого (радіаційного)
рівноваги.

83. Радіаційний баланс

Qприхід = Q витрата
Qприхід = I * S проекції * (1-А)
σ
1/4
Т =
Q витрати = Sземлі * * Т4
T=
0
252 K

84. Фізичні константи

I – Сонячна постійна – 1378 Вт/м2
R(Землі) – 6367 км.
А-середнє альбедо Землі - 0,33.
Σ-постійна Стефана-Больцмана -5,67 * 10 -8
Вт/м2К4

B – радий. Баланс, Р-тепло отримане за молок. теплообмін з поверхн. Землі. Len - одержаний від конденсації. волога.

Тепловий баланс атмосфери:

B – радий. Баланс, Р-витрати тепла на молок. теплообмін із нижніми шарами атмосфери. Gn – витрати тепла на молок. теплообмін із нижніми шарами ґрунту Len – витрати тепла на випаровування вологи.

Решта по карті

10) Тепловий режим підстилаючої поверхні:

Поверхня яка безпосередньо нагрівається сонячними променями і віддає тепло нижчим шарам ґрунту та повітрю називають діяльною поверхнею.

Температура діяльної поверхні визначається тепловим балансом.

Добовому перебігу температур діяльної поверхні максимально надходить 13 годин, мінімально температура при сході сонця. максим. та мінім. температури протягом доби можуть зміщуватися через хмарність, вологість грунту і рослинного покриву.

Значення тепрератури залежить:

1. Від географічної широти місцевості
2. Від пори року
3. Про хмарність
4. Від теплових властивостей поверхні
5. Від рослинності
6. Від експозиції схилів

У річному ході температур максимально у середніх та високих шротах у північній півкулі спостерігається у липні, а мінімальні у січні. У низьких широтах річні амплітуди коливання температур невеликі.

Розподіл температури в глиб залежить від теплоємності і її теплопровідності на передачу тепла від шару до шару потрібен час, на кожні 10 метрів послідовному нагріванні шарів кожен шар поглинає частину тепла, тому чим глибше шар тим менше тепла він отримує, і тим менше в ньому коливання температур в середньому на глибині 1 м. добові коливання температу припиняються, річні коливання в низьких широтах закінчуються на глибині 5-10 м. в середніх широтах до 20 м. у високих 25 м. Шар грунту на якому практично закінчуються коливання температур зв. Шаром постійних температур, шар грунту який розташований між діяльною поверхнею і шаром постійних температур називають діяльним шаром.

Особливостями розбрат. Температури землі займався Фур'є, він сформулював закони поширення тепла у грунті чи «закони Фур'є»:

1))).Чим більше щільність і вологість грунту тим краще вона проводить тепло, тим швидше швидше розповсюдження в глибину і тим глибше проникає тепло. Температура залежить від типів грунтів. Період коливання із глибиною не змінюється

2))). Зростання глибини в арифметичній прогресії призводить до зменшення амплітуди температур у прогресії геометричної.

3)))Терміни настання максимальних та мінімальних температур як у добовому так і в річному ході температур загасають із глибиною пропорційно до збільшення глибини.

11.Нагрівання атмосфери. Адвекція.Основним джерелом життя та багатьох природних процесів на Землі є промениста енергія Сонця, або енергія сонячної радіації. Щохвилини на Землю надходить 2,4 х 10 18 кал енергії Сонця, але це лише одна двомільярдна її частина. Розрізняють пряму радіацію (безпосередньо приходить від Сонця) і розсіяну (випромінювану частинками повітря в усіх напрямках). Їхня сукупність, що надходить на горизонтальну поверхню, називають сумарною радіацією. Річна величина сумарної радіації залежить насамперед від кута падіння на земну поверхню сонячних променів (який визначається географічною широтою), від прозорості атмосфери та тривалості освітлення. Загалом сумарна радіація зменшується від екваторіально-тропічних широт до полюсів. Вона максимальна (близько 850 Дж/см 2 на рік, або 200 ккал/см 2 на рік) - у тропічних пустелях, де пряма сонячна радіація через велику висоту Сонця і безхмарного неба найінтенсивніша.

Сонце переважно нагріває поверхню Землі, від неї нагрівається повітря. Тепло передається повітрі шляхом випромінювання та теплопровідності. Нагріте від земної поверхні повітря розширюється і піднімається вгору - так утворюються конвективні струми. Здатність земної поверхні відбивати сонячні промені називається альбедо: сніг відбиває до 90 % сонячної радіації, пісок – 35 %, а волога поверхня ґрунту близько 5 %. Та частина сумарної радіації, що залишається після витрати її на відображення та теплове випромінювання від земної поверхні, називається радіаційним балансом (залишковою радіацією). Радіаційний баланс закономірно зменшується від екватора (350 Дж/см 2 на рік або близько 80 ккал/см 2 на рік) до полюсів, де він близький до нуля. Від екватора до субтропіків (сорокові широти) радіаційний баланс протягом усього року позитивний, у помірних широтах узимку – негативний. Температура повітря також зменшується до полюсів, що добре відображають ізотерми - лінії, що з'єднують точки з однаковою температурою. Ізотерми найтеплішого місяця є межами семи теплових поясів. Спекотний пояс обмежують ізотерми +20 °C до +10 °C простягаються два помірні полюси, від +10 °C до 0 °C - холодні. Дві приполярні області морозу оконтурюються нульовою ізотермою – тут льоди та сніги практично не тануть. До 80 км простягається мезосфера, в якій щільність повітря в 200 разів менша, ніж у поверхні, а температура знову знижується з висотою (до -90 °). Далі слідує що складається із заряджених частинок іоносфера (тут виникають полярні сяйва), іншу свою назву - термосфера - ця оболонка отримала через надзвичайно високі температури (до 1500°). Шари вище 450 км деякі вчені називають екзосферою, звідси частинки вислизають у космічний простір.

Атмосфера оберігає Землю від надмірного перегрівання вдень та охолодження вночі, захищає все живе на Землі від ультрафіолетової сонячної радіації, метеоритів, корпускулярних потоків та космічних променів.

Адвекція– переміщення повітря в горизонтальному напрямку та перенесення разом з ним його властивостей: температури, вологості та інших. У цьому сенсі говорять, наприклад, про адвекцію тепла та холоду. Адвекція холодних та теплих, сухих та вологих повітряних мас відіграє важливу роль у метеорологічних процесах і тим самим впливає на стан погоди.

Конвекція- явище перенесення теплоти в рідинах, газах чи сипучих середовищах потоками самої речовини (неважливо, вимушено чи мимоволі). Існує т.з. природна конвекціяяка виникає в речовині мимовільно при його нерівномірному нагріванні в полі тяжіння. При такій конвекції нижні шари речовини нагріваються, стають легше і спливають вгору, а верхні шари, навпаки, остигають, стають важчими і занурюються вниз, після чого процес повторюється знову і знову. За деяких умов процес перемішування самоорганізується в структуру окремих вихорів і виходить більш менш правильні ґрати з конвекційних осередків.

Розрізняють ламінарну та турбулентну конвекцію.

Природної конвекції мають багато атмосферні явища, зокрема, освіту хмар. Завдяки тому ж таки явищу рухаються тектонічні плити. Конвекція відповідальна за гранул на Сонці.

Адіабатичний процес-зміна термодинамічного стану повітря, що протікає адіабатично (ізентропічно), тобто без обміну теплом між ним і середовищем (земною поверхнею, космосом, іншими масами повітря).

12. Інверсії температурив атмосфері, підвищення температури повітря з висотою замість звичайного для тропосфериїї спадання. Інверсії температуризустрічаються і біля земної поверхні (приземні Інверсії температури), та у вільній атмосфері. Приземні Інверсії температуринайчастіше утворюються в безвітряні ночі (взимку іноді і вдень) внаслідок інтенсивного випромінювання тепла земною поверхнею, що призводить до охолодження як її самої, так і прилеглого шару повітря. Товщина приземних Інверсії температуристановить десятки – сотні метрів. Збільшення температури в інверсійному шарі коливається від десятих часток до 15-20 °С і більше. Найбільш потужні зимові приземні Інверсії температуриу Східному Сибіру та в Антарктиді.
У тропосфері, вище приземного шару, Інверсії температуричастіше утворюються в антициклонах завдяки осіданню повітря, що супроводжується його стисненням, а отже - нагріванням (інверсії осідання). У зонах фронтів атмосферних Інверсії температуристворюються внаслідок натікання теплого повітря на нижчий холодний. У верхніх шарах атмосфери (стратосфера, мезосфера, термосфера) Інверсії температуривиникають через сильне поглинання сонячної радіації. Так, на висотах від 20-30 до 50-60 кмрозташована Інверсії температурипов'язана з поглинанням ультрафіолетового випромінювання Сонця озоном В основі цього шару температура дорівнює від - 50 до - 70°C, біля його верхньої межі вона піднімається до - 10 - + 10 °С. Потужна Інверсії температури, що починається на висоті 80-90 кмі тягнеться на сотні кмнагору, також обумовлена ​​поглинанням сонячної радіації.
Інверсії температуриє шарами, що затримують в атмосфері; вони перешкоджають розвитку вертикальних рухів повітря, внаслідок чого під ними накопичуються водяна пара, пил, ядра конденсації. Це сприяє утворенню шарів серпанку, туману, хмар. Внаслідок аномальної рефракції світла Інверсії температуриіноді виникають міражі. В Інверсії температуриутворюються також атмосферні хвилеводи, що сприяють далекому поширенню радіохвиль.

13.Типи річного ходу температури.одовий хід температури повітря в різних географічних зонахрізноманітний. За величиною амплітуди та за часом настання екстремальних температур виділяють чотири типи річного ходу температури повітря.

Екваторіальний тип.В екваторіальній зоні року спостерігаються два

максимуму температури - після весняного та осіннього рівнодення, коли

сонце над екватором опівдні перебуває в зеніті, і два мінімуми - після

зимового та літнього сонцестояння, коли сонце знаходиться на найменшій

висоті. Амплітуди річного ходу тут малі, що пояснюється малим

зміною припливу тепла протягом року. Над океанами амплітуди становлять

близько 1 °С, а над континентами 5-10 °С.

Тропічний тип.У тропічних широтах спостерігається простий річний хід

температури повітря з максимумом після літнього та мінімумом після зимового

сонцестояння. Амплітуди річного ходу в міру віддалення від екватора

збільшуються взимку. Середня амплітуда річного ходу над материками

становить 10 - 20 ° С, над океанами 5 - 10 ° С.

Тип помірного пояса.У помірних широтах також відзначається річний перебіг

температури з максимумом після літнього та мінімумом після зимового

сонцестояння. Над материками північної півкулі максимальна

середньомісячна температураспостерігається в липні, над морями та узбережжями - у

серпні. Річні амплітуди збільшуються із широтою. Над океанами та

узбережжями вони в середньому становлять 10-15 ° С, а на широті 60 ° досягають

Полярний тип.Полярні райони характеризуються тривалою холодною

взимку та порівняно коротким прохолодним літом. Річні амплітуди над

океаном та узбережжями полярних морів становлять 25-40 ° С, а на суші

перевищують 65 ° С. Максимум температури спостерігається в серпні, мінімум -

Розглянуті типи річного ходу температури повітря виявляються з

багаторічних даних і є правильні періодичні коливання.

В окремі роки під впливом вторгнень теплих та холодних мас виникають

відхилення від наведених типів.

14. Харка вологості повітря.

Вологість повітря,вміст у повітрі водяної пари; одна з найбільш суттєвих характеристик погоди та клімату. Ст ст. має велике значення при деяких технологічних процесах, лікуванні низки хвороб, зберіганні творів мистецтва, книжок тощо.

Характеристиками Ст в. служать: 1) пружність (або парціальний тиск) еводяної пари, що виражається в н/м 2 (у мм рт. ст.або в мб), 2) абсолютна вологість а -кількість водяної пари в г/м 3; 3) питома вологість q -кількість водяної пари в гна кгвологого повітря; 4) відношення суміші w, що визначається кількістю водяної пари гна кгсухого повітря; 5) відносна вологість r -відношення пружності еводяної пари, що міститься в повітрі, до максимальної пружності Еводяної пари, що насичує простір над плоскою поверхнею чистої води (пружності насичення) при даній температурі, виражене в %; 6) дефіцит вологості d -різницю між максимальною та фактичною пружністю водяної пари при даній температурі та тиску; 7) точка роси τ - температура, яку прийме повітря, якщо охолодити його ізобарично (при постійному тиску) до стану насичення водяної пари, що знаходиться в ньому.

Ст ст. земної атмосфериколивається у широких межах. Так, у земної поверхні вміст водяної пари в повітрі становить у середньому від 0,2% за обсягом у високих широтах до 2,5% у тропіках. Відповідно пружність пари еу полярних широтах узимку менше 1 мб(іноді лише соті частки мб) та влітку нижче 5 мб; у тропіках вона зростає до 30 мб, а іноді й більше. У субтропічних пустелях езнижено до 5-10 мб (1 мб = 10 2 · н/м 2). Відносна вологість rдуже висока в екваторіальній зоні (середньорічна до 85% і більше), а також у полярних широтах та взимку всередині материків середніх широт - тут рахунок низької температури повітря. Влітку високою відносною вологістю характеризуються мусонні райони (Індія – 75-80%). Низькі значення rспостерігаються в субтропічних та тропічних пустелях та взимку в мусонних районах (до 50% і нижче). З висотою r, аі qшвидко зменшуються. На висоті 1,5-2 кмпружність пари в середньому вдвічі менша, ніж у земної поверхні. На тропосферу (нижні 10-15 км) припадає 99% водяної пари атмосфери. В середньому над кожним м 2 земної поверхні в повітрі міститься близько 28,5 кгводяної пари.

Добовий хід пружності пари над морем і в приморських областях паралельний добовому ходу температури повітря: вміст вологи зростає вдень зі зростанням випаровування. Такий самий добовий хід еу центральних районах материків у холодну пору року. Більш складний добовий хід із двома максимумами – вранці та ввечері – спостерігається в глибині материків влітку. Добовий перебіг відносної вологості rоборотний добовому ходу температури: вдень зі зростанням температури і, отже, зі зростанням пружності насичення Евідносна вологість зменшується. Річний хід пружності пари паралельний річному ходу температури повітря; відносна вологість змінюється у річному ході назад температурі. Ст ст. вимірюється гігрометрамиі психрометрами.

15. Випаровування- фізичний процес переходу речовини з рідкого стану в газоподібний (пар) із поверхні рідини. Процес випаровування є зворотним процесом конденсації (перехід з пароподібного стану в рідкий).

Процес випаровування залежить від інтенсивності теплового руху молекул: що швидше рухаються молекули, то швидше відбувається випаровування. Крім того, важливими факторами, що впливають на процес випаровування, є швидкість зовнішньої (по відношенню до речовини) дифузії, а також властивості самої речовини. Простіше кажучи, при вітрі випаровування відбувається набагато швидше. Що ж до властивостей речовини, то, наприклад, спирт випаровується набагато швидше води. Важливим фактором є також площа поверхні рідини, з якої випаровується: з вузького графину воно буде відбуватися повільніше, ніж з широкої тарілки.

Випаровуваність- максимально можливе випаровування за даних метеорологічних умов із досить зволоженою підстилаючої поверхні, тобто за умов необмеженого запасу вологи. Випарюваність виражається в міліметрах шару води, що випарувалася і сильно відрізняється від фактичного випаровування, особливо в пустелі, де випаровування близько до нуля, а випаровуваність - 2000 мм на рік і більше.

16.Конденсація та сублімація.Конденсація полягає у зміні форми води з її газоподібного стану(водяна пара) у рідку воду або кристали льоду. Конденсація в основному відбувається в атмосфері, коли тепле повітря піднімається, остигає і втрачає здатність утримувати у собі водяну пару (стан насичення). В результаті, надлишкова водяна пара конденсується у формі краплинних хмар. Висхідний рух, який утворює хмари, може бути викликаний конвекцією в нестійко стратифікованому повітрі, конвергенцією, що асоціюється з циклонами, підніманням повітря фронтами і підняттям над височинами топографії, такими як гори.

Сублімація- утворення крижаних кристалів (іній) відразу з водяної пари без переходу їх у воду або швидкому їх охолодженні нижче 0°С у той час, коли температура повітря ще тримається вище за це радіаційне охолодження, що трапляється в тихі ясні ночі в холодну частину року.

Роса́- вид атмосферних опадів, що утворюються на поверхні землі, рослинах, предметах, дахах будівель, автомобілях та інших предметах

Через охолодження повітря водяна пара конденсується на об'єктах поблизу землі і перетворюється на краплі води. Це відбувається зазвичай уночі. У пустельних регіонах роса є важливим джерелом вологи для рослинності. Досить сильне охолодження нижніх шарів повітря відбувається, коли після заходу сонця поверхня землі швидко охолоджується за допомогою теплового випромінювання. Сприятливими умовами для цього є чисте небо та покриття поверхні, що легко віддає тепло, наприклад, трав'яне. Особливо сильне утворення роси відбувається в тропічних регіонах, де повітря в приземному шарі містить багато водяної пари та завдяки інтенсивному нічному тепловому випромінюванню землі суттєво охолоджується. За негативних температур утворюється іній.

Температура повітря нижче за яку випадає роса, називається точкою роси.

Іней- вид атмосферних опадів, що становлять тонкий шар крижаних кристалів, що утворюється з водяної пари атмосфери. Часто супроводжується туманом. Так само, як роса, утворюється внаслідок охолодження поверхні до негативних температур, нижчих, ніж температура повітря, і десублімації водяної пари на поверхні, що охолоне нижче 0°С. За формою частинки інею нагадують сніжинки, але від них меншою правильністю, оскільки зароджуються у менш рівноважних умовах, поверхні якихось предметів.

Ізморозь- Вигляд атмосферних опадів.

Ізморозь є відкладення льоду на тонких і довгих предметах (гілках дерев, проводах) при тумані.