Pohjapinnan lämpötilaolosuhteet. Pohjapinnan ja ilmakehän lämpöjärjestelmä kuumenee. Pohjapinnan lämpöolosuhteet

Sen suuruus ja muutos pinnalla, jota auringon säteet lämmittävät suoraan. Kun tämä pinta lämpenee, se siirtää lämpöä (pitkän aallonpituuden alueella) sekä alla oleviin kerroksiin että ilmakehään. Itse pintaa kutsutaan aktiivinen pinta.

Lämpötilan kaikkien elementtien maksimiarvo havaitaan keskipäivällä. Poikkeuksena on suurin lämmönsiirto maaperässä aamulla. Lämmön tasapainon komponenttien päivittäisen vaihtelun enimmäis amplitudit havaitaan kesällä, minimi - talvella.

Kuivan ja ilman kasvillisuutta olevan pintalämpötilan vuorokausivaihteluissa kirkkaana päivänä suurin saavutetaan 14 tuntia ja minimi on auringonnousun hetkellä. Pilvisyys voi häiritä päivittäistä lämpötilan vaihtelua aiheuttaen suurimman ja pienimmän muutoksen. Pinnan kosteus ja kasvillisuus vaikuttavat suuresti lämpötilan kulkuun.

Päivän maksimi pintalämpötila voi olla +80 ° C ja enemmän. Päivittäiset vaihtelut saavuttavat 40 asteen. Ääriarvojen ja lämpötilojen amplitudit riippuvat paikan leveysasteesta, kaudesta, sameudesta, pinnan lämpöominaisuuksista, sen väristä, karheudesta, kasvillisuuden peitteestä, rinteiden suunnasta (altistuminen).

Lämmön leviäminen aktiiviselta pinnalta riippuu alla olevan alustan koostumuksesta, ja se määräytyy sen lämpökapasiteetin ja lämmönjohtavuuden perusteella. Mantereiden pinnalla taustalla oleva substraatti on maaperä, valtamerissä (vesi) - vesi.

Maaperän lämpökapasiteetti on yleensä pienempi kuin veden ja lämmönjohtavuus on suurempi. Siksi ne kuumenevat ja jäähtyvät nopeammin kuin vesi.

Lämmön siirtäminen kerrokselta toiselle kestää aikansa, ja päivän maksimi- ja minimilämpötila -arvojen alkamisen hetket viivästyvät 10 cm välein noin 3 tuntia. Mitä syvempi kerros, sitä vähemmän lämpöä se saa ja sitä heikommat lämpötilan vaihtelut siinä. Päivittäisten lämpötilavaihteluiden amplitudi pienenee syvyyden myötä 2 kertaa 15 cm: n välein. Keskimäärin noin 1 metrin syvyydessä päivittäiset maaperän lämpötilan vaihtelut "häipyvät". Kerros, jossa ne pysähtyvät, kutsutaan kerros tasaista päivittäistä lämpötilaa.

Mitä pidempi lämpötilan vaihtelujakso, sitä syvemmälle ne leviävät. Joten keskimmäisillä leveysasteilla vuotuisen vakiolämpötilan kerros on 19-20 metrin syvyydessä, korkeilla leveysasteilla - 25 metrin syvyydessä ja trooppisilla leveysasteilla, joissa vuotuiset lämpötila -amplitudit ovat pieniä - 5- 10 m. Hetkiä korkeimpien ja vähimmäislämpötilojen alkamisesta vuosien aikana myöhästyy keskimäärin 20-30 päivää metriä kohti.

Vuotuisen vakiolämpötilan kerroksen lämpötila on lähellä pinnan yläpuolella olevaa vuotuista keskilämpötilaa.

Lähetä hyvää työtä tietopohja on yksinkertainen. Käytä alla olevaa lomaketta

Opiskelijat, jatko -opiskelijat, nuoret tutkijat, jotka käyttävät tietopohjaa opinnoissaan ja työssään, ovat erittäin kiitollisia sinulle.

Lähetetty http://www.allbest.ru/

Lämpötilajärjestelmäalla oleva pinta

1 . Pohjapinnan lämpötila jaOth kerros

maaperän lämpötilalaite

Pohjapinta eli aktiivinen pinta on maanpinta (maaperä, vesi, lumi jne.), Joka on vuorovaikutuksessa ilmakehän kanssa lämmön- ja kosteudenvaihtoprosessissa.

Aktiivinen kerros on maaperä (mukaan lukien kasvillisuus ja lumipeite) tai vesi, joka osallistuu lämmönvaihtoon ympäristön kanssa ja jonka syvyyteen päivittäiset ja vuotuiset lämpötilan vaihtelut leviävät.

Pohjapinnan lämpötilalla on merkittävä vaikutus alempien ilmakerrosten lämpötilaan. Tämä vaikutus, joka vähenee korkeuden myötä, voidaan havaita jopa ylemmässä troposfäärissä.

Maan ja veden lämpötilassa on eroja, jotka selittyvät niiden lämpöfysikaalisten ominaisuuksien ja lämmönsiirtoprosessien välisellä erolla pinnan ja alla olevien kerrosten välillä.

Maaperässä lyhytaaltoinen auringon säteily tunkeutuu kymmenesosaan millimetrin syvyyteen, missä se muuttuu lämmöksi. Tämä lämpö siirretään alla oleviin kerroksiin molekyylilämmönjohtamisen avulla.

Vedessä sen läpinäkyvyydestä riippuen auringon säteily tunkeutuu jopa kymmenien metrien syvyyteen ja lämmön siirtyminen syviin kerroksiin tapahtuu myrskyisän sekoittumisen, lämpökonvektion ja haihtumisen seurauksena.

Turbulenssi vesistöissä johtuu pääasiassa aalloista ja virtauksista. Yöllä ja kylmänä vuodenaikana kehittyy lämpökonvektio, kun pinnalle jäähtynyt vesi vajoaa lisääntyneen tiheyden vuoksi ja korvataan alemmista kerroksista tulevalla lämpimällä vedellä. Meren pinnasta haihtuessa merkittävästi veden yläkerros muuttuu suolaisemmaksi ja tiheämmäksi, minkä seurauksena lämpimämpi vesi vajoaa pinnasta syvyyteen. Siksi päivittäiset lämpötilan vaihtelut vedessä ulottuvat kymmenien metrien syvyyteen ja maaperään - alle metriin. Veden lämpötilan vuotuiset vaihtelut ulottuvat jopa satojen metrien syvyyteen ja maaperään - vain 10-20 metriin; nuo. Maaperässä lämpö keskittyy ohueseen yläkerrokseen, joka lämpenee positiivisella säteilytasalla ja jäähtyy - negatiivisella.

Siten maa lämpenee nopeasti ja jäähtyy nopeasti, kun taas vesi lämpenee hitaasti ja jäähtyy hitaasti. Vesistöjen suurta lämpöhitautta helpottaa myös se, että veden ominaislämpökapasiteetti on 3-4 kertaa suurempi kuin maaperän. Samoista syistä maaperän päivittäiset ja vuotuiset lämpötilan vaihtelut ovat paljon suurempia kuin veden pinnalla.

Maapintalämpötilan päivittäinen vaihtelu kirkkaalla säällä on aaltoileva käyrä, joka muistuttaa sinimuotoa. Samaan aikaan lämpötilaminimi havaitaan pian auringonnousun jälkeen, kun säteilytasapaino muuttuu "-"-"+"-merkiksi. Maksimilämpötila laskee 13-14 tunnissa. Päivittäisen lämpötilan vaihtelun tasaisuutta voivat häiritä pilvet, sateet ja advektiiviset muutokset.

Päivän korkeimman ja alimman lämpötilan ero on päivittäinen lämpötila -alue.

Maapintalämpötilan vuorokausivaihtelun amplitudi riippuu Auringon keskipäivän korkeudesta, ts. paikan leveysasteelta ja vuodenajasta. Kesällä, selkeällä säällä lauhkeilla leveysasteilla, paljaan maaperän lämpötilan amplitudi voi nousta 55 ° C: een ja aavikoilla - 80 ° tai enemmän. Pilvisellä säällä amplitudi on pienempi kuin kirkkaalla säällä. Pilvet sieppaavat suoran auringon säteilyn päivällä ja vähentävät taustalla olevan pinnan tehokasta säteilyä yöllä.

Maaperän lämpötilaan vaikuttavat kasvillisuus ja lumipeite. Kasvipeite vähentää maaperän lämpötilan vuorokausivaihteluiden amplitudia, koska se estää auringon kuumuuden kuumenemisen päivän aikana ja suojaa sitä säteilyn jäähtymiseltä yöllä. Samalla maaperän keskimääräinen päivittäinen lämpötila laskee. Lumipeite, jolla on alhainen lämmönjohtavuus, suojaa maaperää voimakkailta lämpöhäviöiltä, ​​kun taas päivittäinen lämpötilan amplitudi pienenee jyrkästi verrattuna paljaaseen maahan.

Kuukausikohtaisten enimmäis- ja alin kuukausilämpötilojen välistä eroa kutsutaan vuosilämpötilan amplitudiksi.

Vuotuisen kurssin taustalla olevan pintalämpötilan amplitudi riippuu leveysasteesta (tropiikissa se on minimaalinen) ja kasvaa leveysasteen mukaan, mikä on yhdenmukainen aurinkosäteilyn kuukausittaisten kuukausittaisten amplitudien pituuspiirin muutosten kanssa ilmasto.

Lämmön leviäminen maaperästä pinnalta syvyyteen vastaa riittävän tarkasti Fourierin laki... Riippumatta maaperän tyypistä ja sen kosteuspitoisuudesta, lämpötilan vaihtelujakso ei muutu syvyyden mukaan, ts. syvyyksissä vuorokausivaihtelu jatkuu 24 tunnin ajan ja vuotuisessa vaihtelussa - 12 kuukaudessa. Tässä tapauksessa lämpötilan vaihteluiden amplitudi pienenee syvyyden myötä.

Tietyllä syvyydellä (noin 70 cm, erilainen leveysasteen ja vuodenajan mukaan) kerros alkaa tasaisella päivittäisellä lämpötilalla. Vuotuisten vaihtelujen amplitudi laskee lähes nollaan noin 30 metrin syvyydessä napa -alueilla, noin 15-20 metriä - lauhkeilla leveysasteilla. Maksimi- ja minimilämpötilat sekä päivä- että vuosikierrossa tapahtuvat myöhemmin kuin pinnalla, ja viive on suoraan verrannollinen syvyyteen.

Visuaalinen esitys maaperän lämpötilan jakautumisesta syvyyteen ja ajassa on esitetty lämpöeristeiden kaaviossa, joka on rakennettu pitkän aikavälin kuukausittaisten maaperän keskilämpötilojen perusteella (kuva 1.2). Syvyydet esitetään kaavion pystyakselilla ja kuukaudet vaaka -akselilla. Kaavion saman lämpötilan viivoja kutsutaan termoisopleteiksi.

Vaakasuoraa viivaa pitkin liikuttamalla voit seurata lämpötilan muutosta tietyllä syvyydellä ympäri vuoden, ja pystysuoraa viivaa pitkin liikkuminen antaa käsityksen lämpötilan muutoksesta syvyydessä tietyn kuukauden aikana. Kaavio osoittaa, että suurin vuotuinen lämpötilan amplitudi pinnalla pienenee syvyyden myötä.

Edellä kuvattujen vesistöjen pinnan ja syvien kerrosten ja lämmönsiirtoprosessien erojen vuoksi vesistöjen pintalämpötilan päivittäiset ja vuotuiset muutokset ovat paljon pienempiä kuin maan. Siten valtamerien pintalämpötilan muutosten päivittäinen amplitudi on noin 0,1-0,2 ° C lauhkeilla leveysasteilla ja noin 0,5 ° C tropiikissa. Samaan aikaan minimilämpötila havaitaan 2–3 tuntia auringonnousun jälkeen ja maksimi on noin 15–16 tuntia. Tropiikissa lämpötila on noin 2-3 ° C, lauhkeilla leveysasteilla noin 10 ° C. Päivittäiset vaihtelut löytyvät 15-20 m syvyydestä ja vuotuiset vaihtelut jopa 150-400 m.

2 Laitteet aktiivisen kerroksen lämpötilan mittaamiseen

Maapinnan, lumipeitteen lämpötilan mittaus ja niiden tilan määrittäminen.

Maaperän ja lumipeitteen pinta on alla oleva pinta, joka on suoraan vuorovaikutuksessa ilmakehän kanssa, absorboi auringon- ja ilmakehän säteilyä ja päästää ilmakehään, osallistuu lämmön- ja kosteudenvaihtoon ja vaikuttaa maaperän alla olevien kerrosten lämpötilaan.

Sitä käytetään maaperän ja lumipeitteen lämpötilan mittaamiseen havaintojakson aikana elohopealämpömittari meteorologinen TM-3 skaalarajoilla -10 - + 85 ° С; -25 - + 70 ° С; -35 ... + 60 ° С, asteikon jako 0,5 ° С.Mittausvirhe yli -20 ° С lämpötiloissa on ± 0,5 ° С, alemmissa lämpötiloissa ± 0,7 ° С. käytetään jaksojen välisiä lämpötiloja lämpömittarit maVastaanottajavastaava TM-1 ja vähintään TM-2(sama kuin ilman lämpötilan määrittäminen psykrometrisessä kopissa).

Maapinnan ja lumipeitteen lämpötilaa mitataan varjostamattomalla 4x6 m: n alueella meteorologisen alueen eteläosassa. Kesällä mittaukset tehdään paljaalla, löysällä maaperällä, jolle tontti kaivetaan keväällä.

Lämpömittarien lukemat otetaan 0,1 ° C: n tarkkuudella. Maaperän ja lumipeitteen kunto arvioidaan visuaalisesti. Lämpötilan mittauksia ja pinnan kunnon seurantaa tehdään ympäri vuoden.

Yläkerroksen lämpötilan mittaus

Käytä ylemmän maaperän lämpötilan mittaamiseen termiOmetriä elohopeaa meteorologinen kampi (Savinova) TM-5(valmistettu neljän lämpömittarin sarjassa maaperän lämpötilan mittaamiseksi 5, 10, 15, 20 cm: n syvyyksistä). Mittausrajat: -10 ... + 50 ° С, asteikon jako 0,5 ° С, mittausvirhe ± 0,5 ° С.Sylinterimäiset säiliöt. Lämpömittarit on taivutettu 135 ° kulmaan paikoissa, jotka ovat 2-3 cm: n etäisyydellä säiliöstä.Tämä mahdollistaa lämpömittarien asentamisen siten, että säiliö ja osa lämpömittarista ovat vaakasuorassa asennossa maaperän alla ennen taivutusta, ja lämpömittarin osa asteikolla sijaitsee maanpinnan yläpuolella.

Kapillaari säiliöstä asteikon alkuun on peitetty lämpöä eristävällä kuorella, mikä vähentää vaikutusta säiliön yläpuolella olevan maaperän lämpömittarilukemiin ja tarjoaa tarkemman lämpötilan mittauksen syvyydessä, jossa säiliö sijaitsee.

Savinovin lämpömittarilla tehdyt havainnot suoritetaan samassa paikassa, johon on asennettu lämpömittarit maaperän lämpötilan mittaamiseksi, samanaikaisesti ja vain lämpimänä vuoden aikana. Kun lämpötila laskee 5 cm: n syvyyteen alle 0 ° C, lämpömittarit kaivetaan ulos ja asennetaan keväällä lumipeitteen sulamisen jälkeen.

Maaperän ja maan lämpötilan mittaus syvyyksissä luonnollisen peiton alla

Käytä maaperän lämpötilan mittaamiseen elohopealämpömittari meteorologinen maaperän syvyys TM-10... Sen pituus on 360 mm, halkaisija 16 mm, asteikon yläraja on +31 - + 41 ° С ja alempi on -10 --20 ° С.Skaalan jako on 0,2 ° С, mittausvirhe positiivisissa lämpötiloissa on ± 0, 2 ° C ja negatiivinen ± 0,3 ° C.

Lämpömittari on sijoitettu vinyylimuovikehykseen, joka päättyy alaosaan kuparilla tai messingillä varustetulla korkilla, joka on täytetty lämpömittarin säiliön ympärille kuparilevyillä. Rungon yläpäähän on kiinnitetty puinen sauva, jonka avulla lämpömittari upotetaan eboniittiputkeen, joka on maassa maaperän lämpötilan mittaussyvyydessä.

Mittaukset tehdään 6x8 m: n alueella, jossa on luonnollinen kasvillisuus meteorologisen alueen kaakkoisosassa. Pakokaasusyvyyslämpömittarit asennetaan itä-länsi-linjaa pitkin 50 cm: n etäisyydelle toisistaan ​​0,2: n syvyyteen; 0,4; 0,8; 1,2; 1,6; 2,4; 3,2 m nousevassa syvyysjärjestyksessä.

Kun lumipeite on enintään 50 cm, putken osa, joka ulkonee maanpinnan yläpuolelle, on 40 cm ja suurempi lumipeitteen korkeus - 100 cm. Ulkoisten (eboniitti) putkien asennus suoritetaan poralla. vähemmän häiritse maaperän luonnollista tilaa.

Havainnot pakokaasulämpömittarilla suoritetaan ympäri vuoden, joka päivä 0,2 ja 0,4 m: n syvyyksissä - kaikki 8 jaksoa (paitsi ajanjakso, jolloin lumen korkeus ylittää 15 cm), muissa syvyyksissä - kerran päivässä.

Veden lämpötilan mittaus pinnalla

Mittaukseen käytetään elohopealämpömittaria, jonka asteikolla on 0,2 ° C, asteikolla -5 -+35 ° C.Lämpömittari asetetaan kehykseen, joka on suunniteltu säilyttämään lämpömittarin lukemat sen nostamisen jälkeen vettä, sekä suojaamaan sitä mekaanisilta vaurioilta ... Runko koostuu lasista ja kahdesta putkesta: ulko- ja sisäpuolelta.

Kehyksen lämpömittari on sijoitettu siten, että sen asteikko sijaitsee putkien rakoja vasten ja lämpömittarin säiliö on lasin keskellä. Kehyksessä on jousi kaapeliin kiinnittämistä varten. Kun lämpömittari on upotettu, aukko suljetaan kääntämällä ulkokantta ja nostamisen ja lukemisen jälkeen se avataan. Lämpömittarin pitoaika kohdassa on 5-8 minuuttia, tunkeutuminen veteen on enintään 0,5 m.

Lähetetty Allbest.ru -sivustoon

...

Samankaltaisia ​​asiakirjoja

Perusolosuhteet, jotka määrittävät lumipeitteen rakenteen ja fyysiset ominaisuudet. Vaikutus lumen alla olevan pinnan luonteeseen ja lumipeitteen sisäiseen lämpötilajärjestelmään. Permin alueen lumipeitteen korkeuden ääriarvot ja keskiarvot.

lukukausi, lisätty 21.2.2013


Meteorologisten määrien päivittäisen vaihtelun tarkkailu ja rekisteröinti sääaseman tietojen mukaan. Maaperän ja ilman pinnan lämpötilan, vesihöyrynpaineen, suhteellisen kosteuden, ilmanpaineen, tuulen suunnan ja nopeuden päivittäinen vaihtelu.

tiivistelmä, lisätty 10/01/2009


Keskimääräisten pitkän aikavälin päivittäisten lämpötilanormien laskeminen Pnorma2-ohjelmalla eri ajanjaksoille ja rakennetaan kaaviot lämpötilanormien riippuvuudesta vuoden aikana. Vuotuinen lämpötilan jakauma. Lämpötilan nousu- ja laskuhuiput eri vuodenaikoina.

lukukausi lisätty 05.05.2015


Paikallisen ajan määrittäminen Vologdassa. Ero normaalin ja paikallisen ajan välillä Arkhangelsk Vakio- ja normaaliaika Chitassa. Ilman lämpötilan muutos korkeuden mukaan. Kondensaatio- ja sublimaatiotasojen korkeuden määrittäminen, kostutuskerroin.

testi, lisätty 3.3.2011


Tarve hankkia ilmastotietoja. Kuukauden keskimääräisen ja päivittäisen keskilämpötilan ajallinen vaihtelu. Analyysi alueilta, joilla on erilaiset ilmasto -ominaisuudet. Lämpötila, tuuli ja ilmakehän paine.

tiivistelmä, lisätty 20.12.2010


Nykyaikaiset luonnonolosuhteet maan pinnalla, niiden kehitys ja muutoskuviot. Tärkein syy luonnon kaavoitukseen. Veden pinnan fysikaaliset ominaisuudet. Ilmakehän sateen lähteet maalla. Maantieteellinen leveysvyöhyke.

tiivistelmä, lisätty 6.4.2010


Analyysi meteorologisista arvoista (ilman lämpötila, kosteus ja ilmanpaine) Habarovskin kaupungin alemmassa ilmakehässä heinäkuussa. Ominaisuudet määrittää kesällä sääolosuhteiden vaikutus ultraääniaaltojen etenemiseen.

lukukausi, lisätty 17.5.2010


Pääsateet ja niiden ominaisuudet. Päivittäisten ja vuosittaisten sademäärien tyypit. Sateen maantieteellinen jakauma. Lumipeitteen indikaattorit maan pinnalla. Ilmankostutus asteen toimittamiseksi alueelle kosteudella.

esitys lisätty 28.5.2015


Ilmastologia on yksi meteorologian tärkeimmistä osista ja samalla erityinen maantieteellinen kurinalaisuus. Pietarin kaupungin pintalämpötilan päivittäisten muutosten pitkän aikavälin normien laskentavaiheet, tärkeimmät menetelmät ilmasto-olosuhteiden arvioimiseksi.

thesis, lisätty 2.6.2014


Meteorologisten elementtien vaikutus ihmiskehoon. Bioklimaattiset indeksit käyttävät säätä lämpimänä ja kylmänä vuodenaikana. Patogeenisuusindeksi. Ultraviolettisäteilyn mittaus, lämpötila -indikaattorit, tuulen nopeus.

ALAPINNAN JA ILMASTEEN LÄMPÖTILA

Pintaa kutsutaan suoraan auringon säteistä ja luovutetaan lämpöä alla oleviin kerroksiin ja ilmaan aktiivinen. Aktiivisen pinnan lämpötila, sen arvo ja muutos (päivittäinen ja vuotuinen vaihtelu) määräytyy lämpötilan perusteella.

Lämpötilan tasapainon lähes kaikkien komponenttien maksimiarvo havaitaan keskipäivällä. Poikkeuksena on suurin lämmönsiirto maaperässä aamulla.

Lämmön tasapainon osien päivittäisen vaihtelun suurimmat amplitudit havaitaan kesällä ja pienin - talvella. Pintalämpötilan päivittäisessä vaihtelussa, kuivana ja ilman kasvillisuutta, kirkkaana päivänä suurin saavutetaan 13 tunnin kuluttua ja minimi - auringonnousun aikaan. Pilvisyys häiritsee pintalämpötilan oikeaa kulkua ja aiheuttaa muutoksen maksimien ja minimien hetkissä. Pinnan lämpötilaan vaikuttavat suuresti sen kosteuspitoisuus ja kasvillisuus. Päivän maksimi pintalämpötila voi olla + 80 ° C ja enemmän. Päivittäiset vaihtelut saavuttavat 40 °. Niiden arvo riippuu paikan leveysasteesta, vuodenajasta, sameudesta, pinnan lämpöominaisuuksista, sen väristä, karheudesta, kasvillisuudesta sekä rinteiden altistumisesta.

Aktiivisen kerroksen vuotuinen lämpötilan vaihtelu on erilainen eri leveysasteilla. Keskilämpötilan ja korkeiden leveysasteiden korkein lämpötila havaitaan yleensä kesäkuussa, alin tammikuussa. Aktiivisen kerroksen lämpötilan vuotuisten vaihtelujen amplitudit pienillä leveysasteilla ovat hyvin pieniä; maan leveysasteilla ne saavuttavat 30 °. Lumipeite vaikuttaa voimakkaasti pintalämpötilan vuotuisiin vaihteluihin lauhkeilla ja korkeilla leveysasteilla.

Lämmön siirtäminen kerrokselta toiselle kestää aikansa, ja päivän korkeimman ja alimman lämpötilan alkamishetket viivästyvät 10 cm välein noin 3 tuntia. Jos korkein lämpötila pinnalla oli noin 13 tuntia, 10 cm: n syvyydessä maksimilämpötila tulee noin 16 tuntia ja 20 cm: n syvyydessä - noin 19 tuntia jne. päällekkäin, jokainen kerros imee jonkin verran lämpöä. Mitä syvempi kerros, sitä vähemmän lämpöä se saa ja sitä heikommat lämpötilan vaihtelut siinä. Päivittäisten lämpötilavaihtelujen amplitudi syvyydessä pienenee 2 kertaa jokaista 15 cm: n välein. Tämä tarkoittaa, että jos pinnan amplitudi on 16 °, niin 15 cm: n syvyydessä se on 8 ° ja 30 cm: n syvyydessä 4 °.

Keskimäärin noin 1 metrin syvyydessä maaperän päivittäiset vaihtelut "häipyvät". Kerrosta, jossa nämä värähtelyt käytännössä pysähtyvät, kutsutaan kerrokseksi päivittäinen lämpötila.

Mitä pidempi lämpötilan vaihtelujakso, sitä syvemmälle ne leviävät. Keskipituisilla leveysasteilla vuotuisen vakiolämpötilan kerros on 19-20 m: n syvyydessä, korkeilla leveysasteilla 25 m: n syvyydellä. vain 5-10 metrin syvyydessä ja vähimmäislämpötilat viivästyvät keskimäärin 20-30 päivää metriä kohti. Jos siis alin pintalämpötila havaittiin tammikuussa, se esiintyy 2 metrin syvyydessä maaliskuun alussa. Havainnot osoittavat, että vuotuisen vakiolämpötilan kerroksen lämpötila on lähellä keskimääräistä vuotuista ilman lämpötilaa pinnan yläpuolella.

Vesi, jolla on suurempi lämpökapasiteetti ja vähemmän lämmönjohtavuutta kuin maalla, lämpenee hitaammin ja luovuttaa lämpöä hitaammin. Osa veden pinnalle putoavista auringonsäteistä imeytyy ylimmästä kerroksesta, ja osa niistä tunkeutuu huomattavaan syvyyteen lämmittäen suoraan osaa sen kerroksesta.

Veden liikkuvuus mahdollistaa lämmönsiirron. Turbulentin sekoittumisen vuoksi lämmön siirtyminen sisätiloihin tapahtuu 1000-10 000 kertaa nopeammin kuin lämmönjohtavuus. Kun veden pintakerrokset jäähtyvät, tapahtuu lämpökonvektio ja sekoitus. Päivittäiset lämpötilan vaihtelut meren pinnalla korkeilla leveysasteilla ovat keskimäärin vain 0,1 °, kohtalaisilla leveysasteilla - 0,4 °, trooppisilla - 0,5 °. Näiden värähtelyjen tunkeutumissyvyys on 15-20 m. Vuotuiset lämpötilan amplitudit valtameren pinnalla ovat 1 ° päiväntasaajan leveysasteilla 10,2 ° lauhkeilla leveysasteilla. Vuotuiset lämpötilan vaihtelut tunkeutuvat 200–300 m syvyyteen. Vesistöjen maksimilämpötilan hetket ovat jäljessä maasta. Suurin tapahtuu noin 15-16 tuntia, minimi-2-3 tuntia auringonnousun jälkeen.

Alemman ilmakehän lämpöjärjestelmä.

Ilmaa ei lämmitetä pääasiassa suoraan auringon säteillä, vaan johtuen lämmön siirtymisestä siihen alla olevan pinnan kautta (säteily- ja lämmönjohtoprosessit). Tärkein rooli lämmön siirtymisessä pinnalta troposfäärin päällyskerroksille on turbulentilla lämmönvaihto ja piilevän höyrystymislämmön siirto. Ilman hiukkasten epäsäännöllistä liikettä, joka aiheutuu sen lämmittämisestä epätasaisesti kuumennetulle pohjapinnalle, kutsutaan lämpöinen turbulenssi tai lämpökonvektio.

Jos pienten kaoottisten pyörivien pyörteiden sijasta voimakas nouseva (terminen) ja vähemmän voimakas laskeva ilmaliike alkaa hallita, konvektiota kutsutaan järjestyksessä. Pinnalla lämmitetty ilma ryntää ylöspäin siirtäen lämpöä. Lämpökonvektio voi kehittyä vain niin kauan kuin ilman lämpötila on korkeampi kuin sen ympäristön lämpötila, jossa se nousee (ilmakehän epävakaa tila). Jos nousevan ilman lämpötila osoittautuu samaksi kuin ympäristön lämpötila, nousu pysähtyy (ilmakehän välinpitämätön tila); jos ilma muuttuu kylmemmäksi kuin ympäristö, se alkaa vajota (ilmakehän vakaa tila).

Ilman myrskyisän liikkeen myötä yhä useammat sen hiukkaset, jotka ovat kosketuksissa pinnan kanssa, saavat lämpöä, ja kun ne nousevat ja sekoittuvat, ne antavat sen muille hiukkasille. Lämmön määrä, jonka ilma saa pinnalta turbulenssin kautta, on 400 kertaa suurempi kuin säteilyn ja sen molekyylilämmönjohtamisen kautta siirretyn lämmön määrä - lähes 500 000 kertaa. Lämpö siirtyy pinnalta ilmakehään yhdessä siitä haihtuvan kosteuden kanssa ja vapautuu sitten lauhdutusprosessin aikana. Jokainen gramma vesihöyryä sisältää 600 kaloria piilevää höyrystymislämpöä.

Nousevassa ilmassa lämpötila muuttuu johtuen adiabaattinen prosessi eli ilman lämmönvaihtoa ympäristön kanssa muuttamalla kaasun sisäinen energia työksi ja työ sisäiseksi energiaksi. Koska sisäinen energia on verrannollinen kaasun absoluuttiseen lämpötilaan, tapahtuu lämpötilan muutos. Nouseva ilma laajenee, tuottaa työtä, joka kuluttaa sisäistä energiaa, ja sen lämpötila laskee. Laskeva ilma päinvastoin puristuu kokoon, paisumiseen käytetty energia vapautuu ja ilman lämpötila nousee.

Kuivaa ilmaa tai vesihöyryä sisältävää, mutta tyydyttymätöntä ilmaa noustessaan jäähdytetään adiabaattisesti 1 ° jokaista 100 metriä kohden. 100 m noustessa vesihöyryllä kyllästetty ilma jäähdytetään alle 1 °, koska tiivistymistä tapahtuu siinä vapautuvan lämmön mukana kompensoimalla osittain laajentamiseen käytettyä lämpöä.

Tyydyttyneen ilman jäähdytysaste, kun se nousee 100 metriin, riippuu ilman lämpötilasta ja ilmanpaineesta ja vaihtelee merkittävissä rajoissa. Tyydyttymätön ilma putoaa, lämpenee 1 ° / 100 m, kyllästyy pienemmällä määrällä, koska siinä tapahtuu haihtumista, johon käytetään lämpöä. Nouseva kyllästetty ilma menettää yleensä kosteutta saostuksen aikana ja muuttuu tyydyttymättömäksi. Laskettaessa tällainen ilma lämpenee 1 ° / 100 m.

Tämän seurauksena lämpötilan lasku nousun aikana osoittautuu pienemmäksi kuin sen nousu laskun aikana, ja nousussa ja sitten laskevassa ilmassa samalla tasolla samalla paineella on eri lämpötila - lopullinen lämpötila on korkeampi kuin ensimmäinen. Tätä prosessia kutsutaan pseudoadiabaattinen.

Koska ilmaa lämmitetään pääasiassa aktiiviselta pinnalta, lämpötila laskee yleensä korkeuden alailmakehässä. Troposfäärin pystysuora kaltevuus on keskimäärin 0,6 ° / 100 m. Sitä pidetään positiivisena, jos lämpötila laskee korkeuden myötä ja negatiiviseksi, jos se nousee. Alemmassa, pinta-ilmakerroksessa (1,5-2 m) pystysuorat kaltevuudet voivat olla hyvin suuria.

Lämpötilan nousua korkeuden kanssa kutsutaan inversio ja ilmakerros, jossa lämpötila nousee korkeuden kanssa - käänteiskerros. Ilmakehässä voi lähes aina havaita käänteiskerroksia. Lähellä maan pintaa ja sen voimakasta jäähdytystä säteilyn seurauksena, säteilyn inversio(säteilyn inversio). Se näkyy kirkkaina kesäiltoina ja voi peittää useita satoja metrejä. Talvella, kirkkaalla säällä, inversio jatkuu useita päiviä tai jopa viikkoja. Talviset käänteet voivat peittää jopa 1,5 km: n kerroksen.

Inversion tehostumista helpottavat helpotusolosuhteet: kylmä ilma virtaa syvennykseen ja pysähtyy siellä. Tällaisia ​​käänteisiä kutsutaan orografinen. Tehokkaita käänteitä kutsutaan adventtiivinen, muodostuu, kun suhteellisen lämmin ilma tulee kylmälle pinnalle, joka jäähdyttää sen alemmat kerrokset. Advektiiviset käänteiset päivät ilmaistaan ​​heikosti; yöllä niitä tehostetaan säteilyjäähdytyksellä. Keväällä tällaisten käänteiden muodostumista helpottaa vielä sulamaton lumipeite.

Pakkaset liittyvät pinnan ilmakerroksen lämpötilan kääntymiseen. Pakkaset - ilman lämpötilan lasku yöllä 0 °: een ja alle silloin, kun keskimääräiset päivittäiset lämpötilat ovat yli 0 ° (syksy, kevät). Voi myös olla, että pakkasta havaitaan vain maaperässä, kun ilman lämpötila on sen yläpuolella.

Ilmakehän lämpötila vaikuttaa valon etenemiseen siinä. Tapauksissa, joissa lämpötila muuttuu voimakkaasti korkeuden mukaan (nousee tai laskee), miraaseja.

Mirage on kuvitteellinen kuva esineestä, joka näkyy sen yläpuolella (ylempi mirage) tai sen alapuolella (alempi mirage). Sivuttaiset miraažit ovat harvinaisempia (kuva näkyy sivulta). Miraasien syy on esineestä tulevien valonsäteiden liikeradan kaarevuus tarkkailijan silmään niiden taittumisen seurauksena eri tiheyskerrosten rajalla.

Alemman troposfäärikerroksen päivittäiset ja vuotuiset lämpötilan vaihtelut 2 km: n korkeuteen asti heijastavat yleensä pintalämpötilan vaihtelua. Etäisyydellä pinnasta lämpötilan vaihteluiden amplitudit pienenevät ja maksimi- ja minimimomentit viivästyvät. Päivittäiset ilman lämpötilan vaihtelut talvella ovat havaittavissa 0,5 km: n korkeuteen asti, kesällä - jopa 2 km: n korkeuteen.

Päivittäisten lämpötilavaihteluiden amplitudi pienenee leveysasteen kasvaessa. Suurin päivittäinen amplitudi on subtrooppisilla leveysasteilla ja pienin napaisilla. Leutoilla leveysasteilla päivittäiset amplitudit ovat erilaiset eri vuodenaikoina. Korkeilla leveysasteilla suurin päivittäinen amplitudi on keväällä ja syksyllä, lauhkeilla leveysasteilla - kesällä.

Ilman lämpötilan vuotuinen vaihtelu riippuu ensisijaisesti paikan leveysasteesta. Päiväntasaajalta napoihin ilman lämpötilan vaihteluiden vuotuinen amplitudi kasvaa.

Vuosittaista lämpötilan vaihtelua on neljä tyyppiä amplitudin suuruuden ja äärilämpötilojen alkamisajan mukaan.

Päiväntasaajan tyyppi jolle on ominaista kaksi maksimisummaa (päiväntasauksen hetkien jälkeen) ja kaksi minimiä (päiväseisauksen hetkien jälkeen). Amplitudi valtameren yläpuolella on noin 1 °, maalla - jopa 10 °. Lämpötila on positiivinen ympäri vuoden.

Trooppinen tyyppi - yksi maksimi (kesäpäivänseisauksen jälkeen) ja yksi minimi (talvipäivänseisauksen jälkeen). Amplitudi meren yli on noin 5 °, maalla - jopa 20 °. Lämpötila on positiivinen ympäri vuoden.

Kohtalainen tyyppi - yksi maksimi (pohjoisella pallonpuoliskolla yli maan heinäkuussa, valtameren yläpuolella elokuussa) ja yksi vähintään (pohjoisella pallonpuoliskolla maanpinnan yläpuolella tammikuussa, meren yllä helmikuussa). Vuodenaikoja on neljä: lämmin, kylmä ja kaksi siirtymäkautta. Vuotuinen lämpötilan amplitudi kasvaa leveysasteen kasvaessa sekä etäisyyden kanssa merestä: rannikolla 10 °, kaukana merestä - jopa 60 ° ja enemmän (Jakutskissa - -62,5 °). Lämpötilat ovat negatiivisia kylmänä vuodenaikana.

Polaarinen tyyppi - talvet ovat hyvin pitkiä ja kylmiä; kesät ovat lyhyitä ja viileitä. Vuotuiset amplitudit ovat 25 ° ja enemmän (maan yli 65 °). Lämpötilat ovat negatiivisia suurimman osan vuodesta. Yleiskuvaa ilman lämpötilan vuotuisesta vaihtelusta vaikeuttaa tekijöiden vaikutus, joista taustalla oleva pinta on erityisen tärkeä. Veden pinnan yläpuolella vuotuinen lämpötilan vaihtelu tasoittuu, maan yli, päinvastoin, se on voimakkaampi. Lumi- ja jääpeite alentaa suuresti vuotuisia lämpötiloja. Myös paikan korkeus merenpinnan yläpuolella, helpotus, etäisyys merestä, pilvisyys vaikuttavat. Vuotuisen ilman lämpötilan tasaista kulkua häiritsevät kylmän tai päinvastoin lämpimän ilman tunkeutumisen aiheuttamat häiriöt. Esimerkki voisi olla kevään palautus kylmällä säällä (kylmät aallot), syksyn lämmöntuotto, talven sulaminen lauhkeilla leveysasteilla.

Ilman lämpötilan jakautuminen alla olevalla pinnalla.

Jos maanpinta olisi homogeeninen ja ilmakehä ja hydrosfääri pysyisivät paikallaan, lämmön jakautuminen maanpinnalle määräytyy vain auringon säteilyn saapumisen perusteella ja ilman lämpötila laskee vähitellen päiväntasaajalta napoihin ja pysyy samana jokaisella rinnakkain (auringon lämpötilat). Vuosittaiset keskilämpötilat määräytyvät todellakin lämmön tasapainon mukaan, ja ne riippuvat alla olevan pinnan luonteesta ja jatkuvasta poikkisuuntaisesta lämmönvaihdosta, joka suoritetaan valtameren ilman ja vesien liikkeen vuoksi, ja siksi ne eroavat merkittävästi auringon lämpötilasta .

Todelliset keskimääräiset vuotuiset ilman lämpötilat maanpinnan lähellä ovat matalammilla leveysasteilla alhaisemmat ja korkeilla leveysasteilla päinvastoin korkeammat kuin aurinkoiset. Eteläisellä pallonpuoliskolla todellinen keskimääräinen vuotuinen lämpötila on kaikilla leveysasteilla alhaisempi kuin pohjoisella. Keskimääräinen ilman lämpötila maanpinnan lähellä pohjoisella pallonpuoliskolla tammikuussa on + 8 ° С, heinäkuussa + 22 ° С; etelässä - heinäkuussa + 10 ° С, tammikuussa + 17 ° С. Ilman lämpötilan vaihtelujen vuotuiset amplitudit, jotka ovat 14 ° pohjoisella pallonpuoliskolla ja vain 7 ° eteläisellä, osoittavat eteläisen maanosan pienemmän maanosan pallonpuolisko. Keskimääräinen vuotuinen ilman lämpötila maanpinnan lähellä on + 14 ° C.

Jos merkitsemme korkeimmat keskimääräiset vuotuiset tai kuukausilämpötilat eri meridiaaneille ja yhdistämme ne, saamme viivan lämpömaksimi, kutsutaan myös usein termiseksi päiväntasaajaksi. On luultavasti oikeampaa pitää rinnakkaista (leveysympyrää) lämpövastuksena, jolla on korkein normaali keskilämpötila vuodessa tai kuukaudessa. Terminen päiväntasaaja ei ole sama kuin maantieteellinen ja se "siirtyy" pohjoiseen. Vuoden aikana se siirtyy 20 ° N. NS. (heinäkuussa) 0 °: een (tammikuussa). Lämpötasaajan siirtymiseen pohjoiseen on useita syitä: maan hallitseva asema pohjoisen pallonpuoliskon trooppisilla leveysasteilla, Etelämantereen kylmänapa ja mahdollisesti kesän asioiden pituus (kesä eteläisellä pallonpuoliskolla on lyhyempi) ).

Lämpöalueet.

Isotermiä pidetään lämpövyöhykkeiden (lämpötila) rajoina. Lämpöalueita on seitsemän:

kuuma vyö sijaitsee pohjoisen ja eteläisen pallonpuoliskon vuotuisen isotermin + 20 ° välillä; kaksi lauhkeaa vyöhykettä, joita päiväntasaaja rajoittaa + 20 °: n vuotuisella isotermillä, napojen puolelta lämpimimmän kuukauden + 10 °: n isotermi;

Kaksi kylmä vyö sijaitsee isotermin + 10 ° ja lämpimimmän kuukauden välillä;

Kaksi pakkasvyöt sijaitsee lähellä navoja ja sitä rajoittaa lämpimimmän kuukauden 0 ° -isotermi. Pohjoisella pallonpuoliskolla tämä on Grönlanti ja pohjoisnavan lähellä oleva alue, eteläisellä pallonpuoliskolla - alue yhdensuuntaisen 60 ° S. NS.

Lämpötila -alueet ovat ilmastovyöhykkeiden perusta. Jokaisessa hihnassa havaitaan monenlaisia ​​lämpötiloja taustalla olevasta pinnasta riippuen. Maalla helpotuksen vaikutus lämpötilaan on erittäin voimakas. Lämpötilan muutos korkeuden kanssa 100 metrin välein ei ole sama eri lämpötila -alueilla. Pystysuuntainen kaltevuus troposfäärin alemmalla kilometrikerroksella vaihtelee 0 °: sta Etelämantereen jäisen pinnan yläpuolella ja 0,8 °: een kesällä trooppisten autiomaiden yli. Siksi menetelmä, jolla lämpötilat muutetaan merenpinnalle käyttäen keskimääräistä kaltevuutta (6 ° / 100 m), voi joskus johtaa vakaviin virheisiin. Lämpötilan muutos korkeuden kanssa on syy pystysuoraan ilmastovyöhykkeeseen.

Ilmakehän lämpöjärjestelmä

Paikallinen lämpötila

Kokonaislämpötilan muutos tallennetussa
maantieteellinen piste, yksilöstä riippuen
Ilman tilan muutoksia ja advektiota kutsutaan
paikallinen (paikallinen) muutos.
Mikä tahansa sääasema, joka ei muutu
sen sijainnin maan pinnalla, voit
pidetty sellaisena pisteenä.
Meteorologiset instrumentit - lämpömittarit ja
lämpökuvat paikallaan, jotka on sijoitettu yhteen tai toiseen
paikalliset muutokset kirjataan
ilman lämpötila.
Lämpömittari kuumailmapallolla ja
jäävät siis samaan massaan
ilma, osoittaa yksilöllistä muutosta
lämpötila tässä massassa.

Ilmakehän lämpöjärjestelmä

Ilman lämpötilan jakautuminen sisään
tilaa ja sen muutosta ajassa
Ilmakehän lämpötila
määräytyy:
1. Lämmönvaihto ympäristön kanssa
(alapinnalla, vieressä
ilmamassoja ja ulkoavaruutta).
2. Adiabaattiset prosessit
(liittyy ilmanpaineen muutoksiin,
varsinkin kun liikut pystysuunnassa)
3. Advektion prosessit
(lämpimän tai kylmän ilman kuljetus, joka vaikuttaa lämpötilaan
tämä kohta)

Lämmönvaihto

Lämmönsiirtoreitit
1) Säteily
imeytymisen jälkeen
auringon ja maan säteilyä
pinta.
2) Lämmönjohtavuus.
3) Haihtuminen tai tiivistyminen.
4) Jään ja lumen muodostuminen tai sulaminen.

Säteilyn lämmönsiirtoreitti

1. Suora imeytyminen
troposfäärissä on vähän auringon säteilyä;
se voi aiheuttaa lisäystä
ilman lämpötila vain
noin 0,5 astetta päivässä.
2. Hieman tärkeämpää on
lämmön menetys ilmasta
pitkä aallonpituinen säteily.

B = S + D + Ea - Rk - Rd - Ez, kW / m2
missä
S - suora auringonvalo päällä
vaakasuora pinta;
D - hajallaan oleva auringon säteily päällä
vaakasuora pinta;
Ea on ilmakehän vastasäteily;
Rк ja Rд - heijastuvat alla olevasta pinnasta
lyhyen ja pitkän aallon säteily;
Ez - taustalla olevan pitkän aallon säteily
pinta.

Pohjapinnan säteilytasapaino

B = S + D + Ea– Rk - Rd - Ez, kW / m2
Kiinnitä huomiota:
Q = S + D Tämä on kokonaissäteily;
Rd on hyvin pieni arvo, eikä yleensä ole
ottaa huomioon;
Rk = Q * Ak, jossa A on pinta -albedo;
Eef = Ez - Ea
Saamme:
B = Q (1 -Ak) - Eef

Pohjapinnan lämpötasapaino

B = Lt-w * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
jossa Lt-f ja Lzh-g-spesifinen fuusiolämpö
ja höyrystyminen (kondensaatio), vastaavasti;
Mn ja Mk ovat vesimassoja, jotka osallistuvat
vastaavat vaihesiirrot;
Qа ja Qп -п - lämmön virtaus ilmakehään ja läpi
pinnan alla oleviin kerroksiin
maaperä tai vesi.

pinta ja aktiivinen kerros

Taustan lämpötilajärjestelmä

Pohjapinta on
maanpinnan (maaperä, vesi, lumi ja
jne.) vuorovaikutuksessa ilmakehän kanssa
lämmön- ja kosteudenvaihtoprosessissa.
Aktiivinen kerros on maaperä (mukaan lukien
kasvillisuus ja lumipeite) tai vesi,
osallistuminen lämmönvaihtoon ympäristön kanssa,
jonka syvyyteen päivärahat ja
vuotuiset lämpötilan vaihtelut.

10. Pohjapinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötila

Taustan lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Maaperässä, auringon säteily, tunkeutuu
kymmenesosan syvyyteen,
muunnetaan lämmöksi, joka
lähetetään alla oleville kerroksille
molekyylin lämmönjohtavuus.
Vedessä auringon säteily tunkeutuu
syvyys jopa kymmeniä metrejä ja siirto
alla olevissa kerroksissa esiintyy lämpöä
myrskyisä
sekoitus, lämpö
konvektio ja haihdutus

11. Pohjapinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötila

Taustan lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Päivittäiset lämpötilan vaihtelut
jaetaan:
vedessä - jopa kymmeniä metrejä,
maaperässä - alle metri
Vuotuiset lämpötilan vaihtelut
jaetaan:
vedessä - jopa satoja metrejä,
maaperässä - 10-20 metriä

12. Pohjapinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötila

Taustan lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Lämpö, ​​joka tulee päivällä ja kesällä veden pintaan, tunkeutuu
huomattavaan syvyyteen ja lämmittää suuren vesipatsaan.
Yläkerroksen ja itse veden pinnan lämpötila
samaan aikaan se nousee hieman.
Maaperässä tuleva lämpö jakautuu ohueseen yläosaan
kerros, joka on siten erittäin kuuma.
Yöllä ja talvella vesi menettää lämpöä pintakerroksesta, mutta
sen sijaan kertynyt lämpö tulee alla olevista kerroksista.
Siksi veden pinnan lämpötila laskee
hitaasti.
Maapinnalla lämpötila laskee lämmön vapautuessa
nopeasti:
ohueseen yläkerrokseen kertynyt lämpö jättää sen nopeasti pois
ilman täydennystä alhaalta.

13. Pohjapinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötila

Taustan lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Päivällä ja kesällä maaperän lämpötila on korkeampi kuin
veden pinta; yöllä ja talvella se on alhaisempi.
Päivittäiset ja vuotuiset lämpötilan vaihtelut maaperän pinnalla ovat suurempia,
lisäksi paljon enemmän kuin veden pinnalla.
Lämmin kausi aikana vesiallas kerääntyy riittävän paksuun kerrokseen
vettä, suuri määrä lämpöä, joka luovuttaa ilmakehään kylmässä
kausi.
Lämpimänä vuodenaikana maaperä luovuttaa suurimman osan lämmöstä yöllä
joka vastaanottaa päivän aikana ja kertyy vähän talveksi.
Keskipituisilla leveysasteilla lämpimän vuoden aikana 1,5-3
kcal lämpöä jokaista pinnan neliösenttimetriä kohden.
Kylmällä säällä maaperä antaa tämän lämmön ilmakehään. Arvo ± 1,5-3
kcal / cm2 vuodessa on maaperän vuotuinen lämmönvaihto.
Lumipeitteen ja kasvillisuuden vaikutuksesta kesällä, vuosittain
maaperän lämmönvaihtelu vähenee; esimerkiksi Leningradin lähellä 30%.
Tropiikissa vuotuinen lämmönvaihto on pienempi kuin lauhkeilla leveysasteilla, koska
Auringon säteilyn tulossa on vähemmän vuosittaisia ​​eroja.

14. Pohjapinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötila

Taustan lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Suurten säiliöiden vuotuinen lämmönvaihto on noin 20
kertaa enemmän kuin vuotuinen lämmönvaihto
maaperä.
Itämeri antaa ilmaa kylmällä säällä 52
kcal / cm2 ja kerää saman määrän lämpimänä vuodenaikana.
Mustanmeren vuotuinen lämpöliike ± 48 kcal / cm2,
Näiden erojen vuoksi yllä oleva ilman lämpötila
meri on kesällä matalampi ja talvella korkeampi kuin maalla.

15. Pohjapinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötila

Taustan lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Kuiva maa lämpenee nopeasti ja nopeasti
jäähtyy.
Vesi lämpenee hitaasti ja hitaasti
jäähtyy
(veden ominaislämpökapasiteetti
3-4 kertaa enemmän maaperää)
Kasvillisuus pienentää amplitudia
päivittäiset lämpötilan vaihtelut
maaperän pinta.
Lumipeite suojaa maaperää
voimakas lämpöhäviö (talvinen maaperä
jäätyy vähemmän)

16.

Päärooli luomisessa
troposfäärin lämpötilajärjestelmä
lämmönvaihto pelaa
ilmaa maan pinnan kanssa
lämpöjohtamisen avulla

17. Prosessit, jotka vaikuttavat ilmakehän lämmönsiirtoon

Lämmönsiirtoon vaikuttavat prosessit
ilmapiiri
1). Turbulenssi
(sekoitus
ilma häiriössä,
kaoottinen liike).
2). Lämpö
konvektio
(lentoliikenne pystysuunnassa
suunta syntyy, kun
alla olevan kerroksen lämmitys)

18. Ilman lämpötilan muutokset

Ilman lämpötilan muutokset
1).
Ajoittainen
2). Ei toistuvia
Säännölliset muutokset
ilman lämpötila
Liittyy ilmamassojen advektioon
muualta maapallolta
Tällaiset muutokset ovat usein ja merkittäviä vuonna
lauhkeat leveysasteet,
ne liittyvät sykloniseen
toimintaa pieninä
asteikot - paikallisten tuulien kanssa.

19. Säännölliset ilman lämpötilan muutokset

Päivittäiset ja vuotuiset lämpötilan muutokset ovat
luonteeltaan määräajoin.
Päivittäiset muutokset
Ilman lämpötila muuttuu
päivittäinen kulku lämpötilan jälkeen
maanpinta, josta
ilmalämmitys tapahtuu

20. Päivittäinen lämpötilan vaihtelu

Päivittäinen lämpötilan vaihtelu
Pitkän aikavälin päiväkäyrät
lämpötilat ovat tasaisia,
samanlainen kuin sinusoidit.
Ilmastotiede harkitsee
päivittäinen ilman lämpötilan vaihtelu,
keskimäärin pitkällä aikavälillä.

21. maaperän pinnalla (1) ja ilmassa 2 metrin korkeudella (2). Moskova (MSU)

Pinnan lämpötilan keskimääräinen päivittäinen vaihtelu
maaperä (1) ja
ilmassa 2 metrin korkeudessa (2). Moskova (MSU)

22. Keskimääräinen päivittäinen lämpötilan vaihtelu

Keskimääräinen päivittäinen lämpötilan vaihtelu
Maaperän lämpötila vaihtelee päivittäin.
Sen minimiarvo havaitaan noin puolen tunnin kuluttua
auringonnousu.
Tähän mennessä maaperän säteilytasapaino
tulee nollaksi - lämmönsiirto ylemmästä kerroksesta
maaperä on tasapainotettu tehokkaalla säteilyllä
lisääntynyt kokonaissäteilyn sisäänvirtaus.
Säteilyn ulkopuolinen lämmönvaihto on tällä hetkellä merkityksetön.

23. Keskimääräinen päivittäinen lämpötilan vaihtelu

Keskimääräinen päivittäinen lämpötilan vaihtelu
Maaperän lämpötila nousee jopa 13-14 tunniksi,
kun se saavuttaa maksimin päivittäisessä kurssissa.
Sen jälkeen lämpötila alkaa laskea.
Säteilytasapaino iltapäivällä
pysyy positiivisena; mutta
lämmönsiirto päiväsaikaan pintamaalasta
ilmapiiri ei synny vain tehokkaan kautta
säteily, mutta myös lisääntynyt lämmönjohtavuus ja
myös lisääntyneellä veden haihtumisella.
Lämmön siirto maaperän syvyyksiin jatkuu myös.
Siksi maaperän lämpötila ja laskee
13-14 tuntia aina aamuun asti.

24.

25. Maaperän lämpötila

Maaperän maksimilämpötilat ovat yleensä korkeammat
kuin ilmassa sääkopin korkeudella. Se on selvää:
päivällä auringonsäteily lämmittää ennen kaikkea maaperää ja jo
ilma lämpenee siitä.
Moskovan alueella kesällä paljaan maaperän pinnalla
lämpötiloja havaitaan jopa + 55 ° ja aavikoilla jopa + 80 °.
Yölämpötilan minimit ovat päinvastoin
maaperän pinta on matalampi kuin ilmassa,
koska ensinnäkin maaperä jäähdytetään tehokkaasti
säteilyä, ja jo siitä ilma jäähtyy.
Talvella Moskovan alueella yön lämpötilat pinnalla (tällä hetkellä
lumen peitossa) voi laskea alle -50 °, kesällä (paitsi heinäkuussa) - nollaan. Päällä
lumen pinta Etelämantereen sisäpuolella jopa keskimäärin
Kuukausilämpötila kesäkuussa on noin -70 °, ja joissakin tapauksissa voi
pudota -90 °.

26. Päivittäinen lämpötila -alue

Päivittäinen lämpötila -alue
Tämä on ero maksimin välillä
ja minimilämpötila päivässä.
Päivittäinen lämpötila -alue
ilmanvaihdot:
vuodenajan mukaan,
leveysaste,
luonteesta riippuen
alla oleva pinta,
maastosta riippuen.

27. Päivittäisen lämpötilan amplitudin muutokset (Asut)

Muutokset

1. Asut on vähemmän talvella kuin kesällä
2.Leveysaste kasvaa päivässä. vähenee:
leveysasteella 20-30 °
maalla A päivä = 12 ° С
60 ° leveysasteella päivässä. = 6 ° C
3. Avoimet tilat
niille on ominaista suurempi A -päivä. :
aroille ja aavikoille medium
Asut = 15-20 ° С (enintään 30 ° С),

28. Päivän lämpötilan amplitudin muutokset (Asut)

Muutokset
päivittäinen lämpötilan amplitudi (Asut)
4. Vesialtaiden läheisyys
vähentää päivää.
5. kuperassa maastossa
(vuorten huiput ja rinteet) Päivä. pienempi,
kuin tasangolla
6. Koverissa maastomuodoissa
(onttoja, laaksoja, rotkoja jne. Päivä on pidempi.

29. Maaperän vaikutukset maaperän lämpötilaan

Kasvipeite vähentää maaperän jäähtymistä yöllä.
Tässä tapauksessa yön säteilyä esiintyy pääasiassa
kasvillisuuden pinta, joka on eniten
viileä.
Kasvillisuuden alla oleva maaperä säilyttää korkeamman
lämpötila.
Päivällä kasvillisuus estää kuitenkin säteilyn
lämmittää maaperää.
Päivittäinen lämpötila -alue kasvillisuuden peiton alla,
siten alennettu ja päivittäinen keskilämpötila
laskettu.
Joten kasvillisuus yleensä jäähdyttää maaperää.
Leningradin alueella maaperä pellon alla
sato voi olla 15 ° kylmempi päivällä kuin
maaperä on kesantoa. Keskimäärin on kylmempää päivässä.
altistunut maaperä 6 °, ja jopa 5-10 cm: n syvyydessä
ero on 3-4 astetta.

30. Maaperän vaikutukset maaperän lämpötilaan

Lumipeite suojaa maaperää liiallisilta lämpöhäviöiltä talvella.
Säteily tulee itse lumipeitteen pinnalta ja sen alla olevasta maaperästä
pysyy lämpimänä kuin paljas maaperä. Tässä tapauksessa päivittäinen amplitudi
maaperän lämpötila lumen alla laskee jyrkästi.
Venäjän Euroopan alueen keskivyöhykkeellä, jonka korkeus on lumipeite
40-50 cm, sen alla olevan maaperän lämpötila on 6-7 ° korkeampi kuin
paljaan maaperän lämpötila ja 10 ° korkeampi kuin päällä oleva lämpötila
itse lumipeitteen pinta.
Talven maaperän jäätyminen lumen alla saavuttaa noin 40 cm syvyyden ja ilman
lumi voi levitä yli 100 cm syvyyteen.
Joten, kasvillisuus peittää kesällä maaperän pinnan lämpötilan ja
talvella lumipeite päinvastoin lisää sitä.
Kesällä kasvillisuuden ja talven lumen yhteisvaikutus vähenee
vuotuinen lämpötilan amplitudi maan pinnalla; tämä lasku -
noin 10 ° verrattuna paljaaseen maaperään.

31. Lämmön jakautuminen syvälle maaperään

Mitä suurempi maaperän tiheys ja kosteus,
mitä paremmin se johtaa lämpöä, sitä nopeammin
levitä syvemmälle ja syvemmälle
lämpötilan vaihtelut tunkeutuvat.
Riippumatta maaperän tyypistä, värähtelyjakso
lämpötila ei muutu syvyyden mukaan.
Tämä tarkoittaa, että ei vain pinnalla, vaan myös päällä
syvyyksissä, päivittäinen vaihtelu on edelleen 24 jaksoa
kahden peräkkäisen tunnin välein
ylä- tai alamäkiä
ja vuosittainen kurssi, joka kestää 12 kuukautta.

32. Lämmön jakautuminen syvälle maaperään

Tärinän amplitudit pienenevät syvyyden myötä.
Kasvava syvyys aritmeettisessa etenemisessä
johtaa etenemisen amplitudin pienenemiseen
geometrinen.
Joten, jos pinnalla päivittäinen amplitudi on 30 °, ja
20 cm: n syvyydessä 5 °, sitten 40 cm: n syvyydessä se on kapeampi
alle 1 °.
Joissakin suhteellisen matalissa syvyyksissä päivittäin
amplitudi pienenee niin paljon, että siitä tulee
käytännössä nolla.
Tässä syvyydessä (noin 70-100 cm, eri tapauksissa
eri), tasainen päivittäinen kerros
lämpötila.

33. Päivittäinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksissä 1-80 cm Pavlovsk, toukokuu.

34. Vuotuiset lämpötilan vaihtelut

Vuotuisten lämpötilavaihteluiden amplitudi pienenee vuodesta
syvyys.
Vuosittaiset vaihtelut ovat kuitenkin suurempia
syvyys, mikä on varsin ymmärrettävää: niiden jakautumista varten
on enemmän aikaa.
Vuotuisten vaihtelujen amplitudit pienenevät lähes
nolla noin 30 metrin syvyydessä napaisilla leveysasteilla,
noin 15-20 m keskileveysasteilla,
noin 10 m tropiikissa
(missä maapinnan pinnalla vuotuiset amplitudit ovat pienempiä,
kuin leveysasteilla).
Näillä syvyyksillä kerros jatkuvaa vuosittain
lämpötila.

35.

Maksimi- ja minimilämpötilojen alkamisen ajoitus
sekä päivä- että vuosikurssissa ovat syvyydessä jäljessä
suhteessa häneen.
Tämä on ymmärrettävää, koska lämmön leviäminen kestää aikansa
syvyys.
Päivittäiset ääripäitä jokaista 10 cm syvyyttä jäljessä
2,5-3,5 tuntia.
Tämä tarkoittaa, että esimerkiksi 50 cm: n syvyydessä päivittäinen enimmäismäärä
havaittu keskiyön jälkeen.
Vuotuiset huipput ja laskut ovat 20-30 päivää myöhässä
jokainen syvyysmetri.
Joten Kaliningradissa 5 metrin syvyydessä, minimilämpötila
ei havaittu tammikuussa, kuten maan pinnalla, vaan toukokuussa
enintään heinäkuussa, mutta lokakuussa

36. Vuotuinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksissä 3 - 753 cm Kaliningradissa.

37. Lämpötilan pystysuora jakautuminen maaperässä eri vuodenaikoina

Kesällä lämpötila laskee maaperän pinnasta syvyyksiin.
Se kasvaa talvella.
Keväällä se kasvaa ensin ja sitten vähenee.
Syksyllä se ensin pienenee ja sitten kasvaa.
Maaperän lämpötilan ja syvyyden muutokset päivän tai vuoden aikana voidaan esittää
käyttämällä isopleth -kaaviota.
Abscissa edustaa aikaa tunteina tai kuukausina vuodesta,
Ordinaatti on maaperän syvyys.
Kaavion jokainen piste vastaa tiettyä aikaa ja tiettyä syvyyttä. Päällä
kaavio, joka esittää keskimääräiset lämpötila -arvot eri syvyyksissä eri aikoina, tai
kuukaudet.
Vedettyä sitten isoliinat, jotka yhdistävät pisteitä, joilla on sama lämpötila,
esimerkiksi joka aste tai joka toinen aste, saamme perheen
lämpöeristetty.
Tällaisen aikataulun mukaan voit määrittää lämpötila -arvon mihin tahansa vuorokauden aikaan.
tai vuoden päivä ja mikä tahansa kaavion syvyys.

38. Tbilisin maaperän vuotuisen lämpötilan kulun isopletit

Isopletit maaperän vuotuisesta lämpötilasta
Tbilisi

39. Päivittäiset ja vuosittaiset lämpötilan vaihtelut vesistöjen pinnalla ja ylemmissä vesikerroksissa

Lämmitys ja jäähdytys leviää säiliöihin lisää
paksumpi kerros kuin maaperässä, ja lisäksi on suurempi
lämpökapasiteetti kuin maaperä.
Tämän vedenpinnan lämpötilan muutoksen seurauksena
hyvin pieni.
Niiden amplitudi on suuruusluokkaa kymmenesosa: noin 0,1-
0,2 ° lauhkeilla leveysasteilla,
noin 0,5 astetta tropiikissa.
Neuvostoliiton eteläisillä merillä päivittäinen lämpötila -alue on korkeampi:
1-2 °;
leveiden leveysasteiden suurten järvien pinnalla on vielä enemmän:
2-5 °.
Päivittäiset veden lämpötilan vaihtelut merenpinnalla
enintään 15-16 tuntia ja vähintään 2-3 tunnin kuluttua
auringonnousun jälkeen.

40. Päivittäinen lämpötilan vaihtelu merenpinnan (kiinteä käyrä) ja 6 metrin korkeudessa ilmassa (katkoviiva) trooppisessa

atlantin

41. Päivittäiset ja vuosittaiset lämpötilan vaihtelut vesistöjen pinnalla ja ylemmissä vesikerroksissa

Pintalämpötilan vaihteluiden vuotuinen amplitudi
valtameri on paljon suurempi kuin päivittäin.
Mutta se on pienempi kuin vuotuinen amplitudi maan pinnalla.
Tropiikissa se on luokkaa 2-3 °, 40 ° N. NS. noin 10 ° ja 40 ° S.
NS. noin 5 °.
Sisävesillä ja syvänmeren järvillä mahdollista
huomattavasti suurempia vuotuisia amplitudia - jopa 20 ° ja enemmän.
Sekä päivittäiset että vuotuiset vaihtelut jakautuvat veteen
(myös tietysti viiveellä) suuremmille syvyyksille kuin maaperässä.
Päivittäiset vaihtelut löytyvät merestä jopa 15-
20 m ja enemmän, ja vuosittain - jopa 150-400 m.

42. Ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu maanpinnan lähellä

Ilman lämpötila muuttuu päivittäin
maapallon lämpötilan seuraaminen.
Kun ilma lämpenee ja jäähtyy
maanpinnan, päivittäisen nopeuden amplitudi
sääkopin lämpötila on alhaisempi,
kuin maan pinnalla, keskimäärin noin
kolmanneksella.

43. Ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu maanpinnan lähellä

Ilman lämpötilan nousu alkaa noususta
maaperän lämpötila (15 minuuttia myöhemmin) aamulla,
auringonnousun jälkeen. Klo 13-14 maaperän lämpötila,
alkaa laskea.
Klo 14-15 se muuttuu ilman lämpötilaksi;
tästä lähtien lämpötila laskee edelleen
maaperä alkaa pudota ja ilman lämpötila.
Siten minimi päivittäisessä lämpötilan vaihtelussa
ilma maapallolla putoaa ajoissa
pian auringonnousun jälkeen,
ja enintään 14-15 tuntia.

44. Päivittäinen ilman lämpötilan vaihtelu maanpinnan lähellä

Ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu on riittävän oikea
ilmenee vain vakaan selkeän sään olosuhteissa.
Se näyttää keskimäärin vielä luonnollisemmalta suuresta
havaintojen määrä: pitkän aikavälin päiväkäyrät
lämpötila - sileät käyrät, samanlaiset kuin sinimuotoiset.
Mutta joinain päivinä ilman lämpötila vaihtelee päivittäin
olla hyvin väärässä.
Se riippuu pilvisyyden muutoksista, jotka muuttavat säteilyä
olosuhteista maan pinnalla sekä advektiosta, ts
ilmamassojen tulo eri lämpötilaan.
Näistä syistä minimilämpötila voi muuttua
jopa päiväsaikaan ja enintään yöllä.
Päivittäinen lämpötilan vaihtelu voi kadota kokonaan tai käyrä
päivittäinen muutos saa monimutkaisen ja epäsäännöllisen muodon.

45. Päivittäinen ilman lämpötilan vaihtelu maanpinnan lähellä

Säännöllinen vuorokausivaihtelu on päällekkäistä tai peitetty
ei-jaksolliset lämpötilan muutokset.
Esimerkiksi Helsingissä tammikuussa 24%
todennäköisyys, että päivittäinen korkein lämpötila
on keskiyön ja yhden välillä aamulla, ja
vain 13% mahdollisuus, että se putoaa
aikaväli 12 - 14 tuntia.
Jopa tropiikissa, jossa ei-jaksolliset lämpötilan muutokset ovat heikompia kuin lauhkeilla leveysasteilla, suurin
lämpötila laskee iltapäivällä
vain 50% kaikista tapauksista.

46. ​​Ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu lähellä maan pintaa

Ilmastotieteessä otetaan yleensä huomioon vuorokausivaihtelu
ilman lämpötila, keskimäärin pitkällä aikavälillä.
Tällaisessa keskimääräisessä päivittäisessä kurssissa ei-jaksolliset muutokset
lämpötila laskee enemmän tai vähemmän tasaisesti
kaikki vuorokauden ajat perutaan keskenään.
Tämän seurauksena päivittäisen vaihtelun pitkän aikavälin käyrä on
yksinkertainen luonne, lähellä sinimuotoista.
Ota esimerkiksi huomioon päivittäinen ilman lämpötilan vaihtelu
Moskova tammi-heinäkuussa, laskettuna pitkän aikavälin
tiedot.
Pitkäaikainen keskilämpötila laskettiin jokaiselle tunnille
Tammi- tai heinäkuun päivinä ja sitten saatujen keskiarvojen mukaan
tunnin arvot piirrettiin pitkän aikavälin käyrille
päivittäinen vaihtelu tammi- ja heinäkuussa.

47. Moskovan ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu tammi- ja heinäkuussa. Tammi- ja heinäkuun kuukausittaiset keskilämpötilat on esitetty numeroina.

48. Päivittäiset muutokset ilman lämpötilan amplitudissa

Ilman lämpötilan päivittäinen amplitudi muuttuu vuodenajan mukaan,
leveysasteella sekä maaperän luonteen ja
maasto.
Talvella se on pienempi kuin kesällä, samoin kuin amplitudi
alla olevan pinnan lämpötila.
Leveysasteen kasvaessa päivittäinen lämpötilan amplitudi
ilma vähenee auringon keskikorkeuden laskiessa
horisontin yli.
Leveysasteilla 20-30 ° maalla, keskimäärin päivittäin
lämpötilan amplitudi noin 12 °,
alle 60 ° leveysasteen noin 6 °,
vain 70 ° leveysasteella 3 °.
Korkeimmilla leveysasteilla, missä aurinko ei nouse tai
tulee monta päivää peräkkäin, normaali päivähinta
lämpötilaa ei ole ollenkaan.

49. Maaperän ja maaperän luonteen vaikutus

Mitä suurempi on itse lämpötilan päivittäinen amplitudi
maaperän pinta, suurempi ja päivittäinen amplitudi
ilman lämpötila sen yläpuolella.
Aroilla ja aavikoilla keskimääräinen päivittäinen amplitudi on
saavuttaa 15-20 °, joskus 30 °.
Se on vähemmän runsaan kasvillisuuden peiton yläpuolella.
Päivän amplitudiin vaikuttaa myös veden läheisyys
altaat: rannikkoalueilla sitä lasketaan.

50. Helpotuksen vaikutus

Kuperassa maastossa (yläosissa ja edelleen
Vuorien ja kukkuloiden rinteet) päivittäinen lämpötila -alue
ilma vähenee tasaiseen maastoon verrattuna.
Koverassa maastossa (laaksoissa, rotkoissa ja onteloissa)
lisääntynyt.
Syynä on se, että kuperassa maastossa
ilman kanssa on pienempi kosketusalue
alla olevaan pintaan ja ajautuu nopeasti pois ja korvaa sen
uusia ilmamassoja.
Koverassa maastossa ilma lämpenee voimakkaammin
pinnalla ja pysähtyy enemmän päivällä ja yöllä
jäähtyy enemmän ja virtaa rinteitä pitkin. Mutta suppeasti
rotkoja, joissa sekä säteilyn tulo että tehokas säteily
pienennetty, päivittäiset amplitudit ovat pienempiä kuin leveät
laaksot

51. Merien ja valtamerien vaikutus

Pienet päivittäiset pintalämpötilan amplitudit
merillä on myös pienet päivittäiset amplitudit
ilman lämpötila merenpinnan yläpuolella.
Jälkimmäiset ovat kuitenkin edelleen korkeammat kuin päiväraha.
amplitudit aivan meren pinnalla.
Päivittäiset amplitudit avomeren pinnalla
mitattuna vain asteen kymmenesosina;
mutta alemmassa ilmakerroksessa meren yläpuolella ne saavuttavat 1 -
1,5 °),
ja enemmän sisävesillä.
Ilman lämpötila -amplitudit lisääntyvät, koska
niihin vaikuttaa ilmamassojen advektion vaikutus.
Suoralla imeytymisellä on myös roolinsa.
auringonsäteily alemmista ilmakerroksista päivän aikana ja
säteily heiltä yöllä.

52. Päivittäisen lämpötilan amplitudin muutos korkeuden kanssa

Päivittäiset lämpötilan vaihtelut ilmakehässä ulottuvat
paksumpi kerros kuin meren päivittäiset vaihtelut.
300 metrin korkeudessa maanpinnasta päivittäisen lämpötilan vaihtelun amplitudi
noin 50% maanpinnan amplitudista ja ääriarvot
Lämpötila nousee 1,5-2 tuntia myöhemmin.
1 km: n korkeudessa päivittäinen lämpötilan amplitudi maan päällä on 1-2 °,
2-5 km: n korkeudessa 0,5-1 ° ja päivittäinen enimmäissiirtymä
ilta.
Meren yläpuolella päivittäinen lämpötilan amplitudi kasvaa hieman
korkeus alemmilla kilometreillä, mutta on edelleen matala.
Pienet päivittäiset lämpötilan vaihtelut havaitaan jopa
ylemmässä troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä.
Mutta siellä ne määritetään jo absorptioprosesseilla ja säteilyllä.
ilman säteily, ei maan pinnan vaikutukset.

53. Maastojen vaikutus

Vuorilla, joissa taustalla olevan pinnan vaikutus on suurempi kuin
vastaavat korkeudet vapaassa ilmapiirissä päivittäin
amplitudi pienenee hitaammin korkeuden kasvaessa.
Yksittäisillä vuorenhuipuilla, korkeudessa 3000 m tai enemmän,
päivittäinen amplitudi voi silti olla 3-4 °.
Laajoilla tasangoilla päivittäinen lämpötila -alue on
ilma on samaa luokkaa kuin alanko: absorboitunut säteily
ja tehokas säteily on suuri täällä, samoin kuin pinta
ilman kosketus maaperään.
Päivittäinen ilman lämpötilan amplitudi Murghabin asemalla päällä
Pamirsin keskimääräinen vuotuinen arvo on 15,5 °, kun taas Taškentissa se on 12 °.

54.

55. Maan pinnan säteily

Maaperä ja vesi, luminen
kansi ja kasvillisuus itse säteilevät
pitkän aallon säteily; tämä maallinen
säteilyä kutsutaan usein omaksi
maan pinnan säteilyä.

56. Maan pinnan säteily

Absoluuttiset maanpinnan lämpötilat
ovat 180 ja 350 asteen välillä.
Näissä lämpötiloissa säteilee säteilyä
sijaitsee käytännössä sisällä
4-120 mikronia,
ja sen suurin energia laskee aallonpituuksille
10-15 mikronia.
Siksi kaikki tämä säteily
infrapuna, silmälle näkymätön.

57.

58. Ilmakehän säteily

Ilmakehä lämpenee ja absorboi kuin auringon säteily
(vaikkakin suhteellisen pienessä osassa, noin 15% sen kokonaismäärästä
Maalle tuleva määrä) ja oma
maan pinnan säteilyä.
Lisäksi se vastaanottaa lämpöä maan pinnalta.
lämmönjohtavuuden sekä haihtumisen ja
vesihöyryn tiivistyminen.
Kuumennettaessa ilmakehä säteilee itse.
Aivan kuten maan pinta, se säteilee näkymätöntä
infrapunasäteily suunnilleen samalla alueella
aallonpituudet.

59. Vastasäteily

Suurin osa (70%) ilmakehän säteilystä tulee
maan pinnalle, loput menee maailmalle
tilaa.
Maan pintaan saapuvaa ilmakehän säteilyä kutsutaan vastasäteilyksi
Tuleva, koska se on suunnattu kohti
maapallon oma säteily.
Maan pinta absorboi tämän tulevan säteilyn
lähes kokonaan (90-99%). Näin ollen se on
maan pinnalle tärkeä lämmönlähde
lisäksi absorboitua auringon säteilyä.

60. Vastasäteily

Vastasäteily lisääntyy pilvipeiton kasvaessa,
koska pilvet säteilevät voimakkaasti.
Leutoilla leveysasteilla tasaisilla asemilla keskiarvo
laskusäteilyn voimakkuus (kullekin
neliösenttimetriä vaakasuoraa maapinta -alaa
pintaan minuutissa)
noin 0,3-0,4 cal,
vuoristoasemilla - noin 0,1-0,2 cal.
Tämä on vasta-säteilyn väheneminen korkeuden kanssa
vesihöyryn määrän vähenemisen vuoksi.
Suurin vastasäteily on päiväntasaajalla, missä
ilmakehä on lämpimin ja vesihöyryn rikkain.
Päiväntasaajalla 0,5-0,6 cal / cm2 min keskimäärin,
Polaarisilla leveysasteilla jopa 0,3 cal / cm2 min.

61. Vastasäteily

Tärkein aine ilmakehässä, joka imeytyy
maanpäällistä säteilyä ja vastaantulevaa lähetystä
säteily on vesihöyryä.
Se absorboi infrapunasäteilyä suuressa
spektraalialueet - 4,5-80 mikronia, lukuun ottamatta
väli 8,5-11 mikronia.
Keskimääräinen vesihöyryn pitoisuus ilmakehässä
säteily aallonpituuksilla 5,5-7,0 mikronia ja enemmän
melkein kokonaan imeytynyt.
Vain alueella 8,5-11 mikronia maanpäällistä säteilyä
kulkee ilmakehän kautta maailmanavaruuteen.

62.

63.

64. Tehokas säteily

Vastasäteily on aina hieman pienempi kuin maanpäällinen.
Yöllä, kun ei ole auringon säteilyä, se tulee maan pinnalle
vain vastustaa säteilyä.
Maan pinta menettää lämpöä positiivisen eron vuoksi
oma ja vastainen säteily.
Ero maan oman säteilyn välillä
ilmakehän pinta ja vastaantuleva säteily
kutsutaan tehokkaaksi säteilyksi

65. Tehokas säteily

Tehokas säteily on
säteilyenergian nettohäviö ja
siksi maapallon lämpöä
yöllä

66. Tehokas säteily

Pilvien kasvaessa lisääntyy
Vastasäteily, tehokas säteily
vähenee.
Pilvisellä säällä tehokas säteily
paljon vähemmän kuin selkeä;
Pilvinen sää on vähemmän ja yöllinen
maapallon jäähtyminen.

67. Tehokas säteily

Tehokas säteily on tietysti
on olemassa myös päiväsaikaan.
Mutta päivällä se on päällekkäistä tai osittain
kompensoi absorboitu aurinko
säteilyä. Siksi maan pinta
päivällä lämpimämpää kuin yöllä, minkä seurauksena
ja muuten tehokasta säteilyä
lisää iltapäivällä.

68. Tehokas säteily

Maanpäällisen säteilyn absorbointi ja vastaantulevan lähettäminen
säteilyä maan pinnalle, ilmakehä on
eniten vähentää jälkimmäisen jäähdytystä
yöaika.
Päivän aikana se ei juurikaan estä maapallon lämpenemistä
pinnat auringon säteilyllä.
Tämä on ilmakehän vaikutus maapallon lämpöjärjestelmään
pintaa kutsutaan kasvihuoneilmiöksi
ulkoisen analogian vuoksi lasien toiminnan kanssa
kasvihuoneet.

69. Tehokas säteily

Yleensä maan pinta on keskimäärin
leveysasteet ovat menettämässä tehokkuuttaan
noin puolet säteilystä
kuinka paljon lämpöä hän saa
absorboituneelta säteilyltä.

70. Maapinnan säteilytasapaino

Ero absorboidun säteilyn ja maan pinnan säteilytasapainon välillä Lumipeitteen läsnä ollessa säteilytasapaino
menee positiivisiin arvoihin vain korkeudessa
aurinko on noin 20-25 °, koska suurella lumella albedo
kokonaissäteilyn absorptio on pieni.
Päivän aikana säteilytasapaino kasvaa korkeuden kasvaessa.
aurinko ja vähenee sen vähentyessä.
Yöllä, kun säteilyä ei ole,
negatiivinen säteilytasapaino on
tehokas säteily
ja siksi muuttuu vain vähän yön aikana, jos vain
pilviolosuhteet pysyvät ennallaan.

76. Maan pinnan säteilytasapaino

Keskimääräiset keskipäiväarvot
säteilytasapaino Moskovassa:
kesällä kirkkaalla taivaalla - 0,51 kW / m2,
talvella kirkkaalla taivaalla - 0,03 kW / m2
kesällä keskimääräisissä olosuhteissa
pilvet - 0,3 kW / m2,
talvella keskimääräisissä olosuhteissa
sameus - noin 0 kW / m2.

77.

78.

79. Maan pinnan säteilytasapaino

Säteilytasapaino määritetään tasapainomittarilla.
Se sisältää yhden mustan vastaanottolevyn
suunnattu taivaalle,
ja toinen alas maanpintaan.
Levyjen lämmitysero mahdollistaa
määritä säteilyn tasapainon arvo.
Yöllä se on yhtä suuri kuin tehokkaan arvo
säteilyä.

80. Säteily maailmanavaruuteen

Suurin osa maapallon säteilystä
imeytyy ilmakehään.
Vain aallonpituusalueilla 8,5-11 mikronia se kulkee läpi
ilmapiiri maailman avaruuteen.
Tämä ulospäin suuntautuva määrä on vain 10%
aurinkosäteilyn virtaus ilmakehän rajalle.
Mutta lisäksi ilmapiiri säteilee maailmaan
Avaruus on noin 55% saapuvan energian määrästä
auringonsäteily,
eli useita kertoja enemmän kuin maan pinta.

81. Säteily maailmanavaruuteen

Ilmakehän alemmista kerroksista tuleva säteily imeytyy sisään
sen päällekkäiset kerrokset.
Mutta kun siirryt pois maan pinnasta, sisältö
vesihöyry, säteilyn päävaimennin,
vähenee ja tarvitaan yhä paksumpi ilmakerros,
absorboimaan tulevaa säteilyä
alla olevat kerrokset.
Alkaen tietystä vesihöyryn korkeudesta yleensä
ei riitä absorboimaan kaikkea säteilyä,
tulevat alhaalta ja näistä ylemmistä kerroksista
ilmakehän säteily tulee maailmaan
tilaa.
Laskelmat osoittavat, että voimakkaimmin säteilevä
ilmakehän avaruuskerrokset sijaitsevat 6-10 km: n korkeudessa.

82. Säteily maailmanavaruuteen

Maan pinnan pitkän aallon säteily ja
avaruuteen menevää ilmapiiriä kutsutaan
lähtevä säteily.
Se on noin 65 yksikköä, jos otamme 100 yksikköä
aurinkosäteilyn tulo ilmakehään. Yhdessä
heijastunut ja hajallaan oleva lyhytaaltoinen aurinko
säteilyä ilmakehän ulkopuolella
määrä noin 35 yksikköä (planeetan albedo)
tämä lähtevä säteily kompensoi auringon tuloa
säteilyä Maalle.
Siten Maa yhdessä ilmakehän kanssa häviää
niin paljon säteilyä kuin se vastaanottaa, ts.
on säteilevässä tilassa (säteily)
saldo.

83. Säteilytasapaino

Qin = Q -virtaus
Qarrival = I * S-projektio * (1-A)
σ
1/4
T =
Q kulutus = Sland * * T4
T =
0
252 K.

84. Fyysiset vakiot

I - Aurinkovakio - 1378 W / m2
R (maa) - 6367 km.
A - Maan keskimääräinen albedo - 0,33.
Σ -Stefan -Boltzmannin vakio -5,67 * 10-8
W / m2K4

Transkriptio

1 LÄMPÖTILAN JA MAANPINNAN LÄMPÖTILA

2 Maan pinnan lämpötaso Ilmakehän kokonaissäteily ja vastasäteily saapuvat maan pinnalle. Pinta imee ne, eli niitä käytetään maaperän ja veden ylempien kerrosten lämmittämiseen. Samaan aikaan maan pinta säteilee itseään ja samalla menettää lämpöä.

3 Maan pinta (aktiivinen pinta, alla oleva pinta) eli maaperän tai veden pinta (kasvillisuus, lumi, jääpeite) vastaanottaa ja menettää jatkuvasti lämpöä eri tavoin. Maan pinnan kautta lämpö siirtyy ilmakehään ja alas maaperään tai veteen. Minkä tahansa ajanjakson aikana sama määrä lämpöä nousee ja laskee maan pinnalta kokonaisuutena, jonka se vastaanottaa ylhäältä ja alhaalta tänä aikana. Jos se olisi toisin, energian säilymislakia ei noudatettaisi: olisi oletettava, että energia ilmestyy tai katoaa maan pinnalle. Kaikkien maapallon lämmön tulojen ja menojen algebrallisen summan tulisi olla nolla. Tämä ilmaistaan ​​maanpinnan lämpötilan tasapainolla.

4 lämmön tasapainoyhtälö. Lämmön tasapainoyhtälön kirjoittamiseksi yhdistämme ensin säteilytasapainoon absorboitu säteily Q (1- A) ja tehollinen säteily Eef = Ez - Ea: B = S + DR + Ea Ez tai B = Q (1 - A) - Eef

5 Maan pinnan säteilytasapaino - Tämä on absorboidun säteilyn (kokonaissäteily miinus heijastunut säteily) ja tehollisen säteilyn (maanpinnan säteily miinus laskusäteily) välinen ero B = S + DR + Ea Ez B = Q (1 -A) -Eef Yöllä, lyhyen aallon tasapaino = 0 Siksi B = -Eef

6 1) Lämmön tulo ilmasta tai sen vapautuminen ilmaan lämmönjohtamisen avulla on merkitty P 2) Samaa tuloa tai kulutusta lämmönvaihdosta syvempien maaperän tai veden kanssa kutsutaan A. 3) Lämmön menetyksestä haihtumisen tai sen saapumisen aikana maan pinnalle tiivistymisen aikana on merkitty LE, jossa L on höyrystymisen ominaislämpö ja E höyrystymisen / tiivistymisen (vesimassa). Sitten maan pinnan lämpötilan tasa -arvo kirjoitetaan seuraavasti: B = P + A + LE Lämmön tasapainoyhtälö viittaa aktiivisen pinnan yksikköalueeseen L / m 2

Yhtälön merkitys on, että säteilytasapaino maan pinnalla tasapainotetaan säteilyn ulkopuolisella lämmönsiirrolla. Yhtälö on voimassa milloin tahansa, myös monivuotinen.

8 Maan ja ilmakehän lämmön tasapainon komponentit Vastaanotettu auringosta Maan pinnan antama

9 Vaihtoehdot lämmön tasapainosta Q säteilytasapaino LE lämmönkulutus haihtumista varten H turbulentti lämpövirta ilmakehästä (sisään) taustalla olevasta pinnasta G - lämpövirta maaperän syvyyteen (mistä)

10 Saapuminen ja kulutus В = Q (1 -A) -Eef В = Р + А + LE Q (1 -A) -Osittain heijastunut auringon säteilyn virtaus tunkeutuu syvälle aktiiviseen kerrokseen eri syvyyksiin ja lämmittää sen aina Tehokas säteily yleensä jäähdyttää pintaa. Lämmön virtaus maaperään A, poistaa ylimääräisen lämmön päivällä (viilentää pintaa), mutta tuo puuttuvan lämmön syvyyksistä yöllä

11 Maan pinnan ja aktiivisen kerroksen keskimääräinen vuotuinen lämpötila vaihtelee vähän vuodesta toiseen, ja aktiivisen kerroksen ja maan pinnan keskilämpötila missä tahansa paikassa muuttuu päivittäin ja vuodesta toiseen. Tämä tarkoittaa, että maaperään tai veteen pääsee päivän aikana lähes yhtä paljon lämpöä kuin yöllä. Mutta silti kesäpäivänä lämpö laskee hieman enemmän kuin alhaalta. Siksi maaperän ja veden kerrokset ja niiden pinta kuumenevat päivä päivältä. Talvella tapahtuu päinvastainen prosessi. Nämä kausivaihtelut maaperän ja veden lämmön tuloissa ja kulutuksessa vuoden aikana ovat lähes tasapainossa, ja maan pinnan ja aktiivisen kerroksen keskimääräinen vuotuinen lämpötila muuttuu vähän vuodesta toiseen.

12 Pohjapinta on maanpinta, joka on suoraan vuorovaikutuksessa ilmakehän kanssa.

13 Aktiivinen pinta Aktiivisen pinnan lämmönsiirtotyypit Tämä on maaperän, kasvillisuuden ja minkä tahansa muun maan ja meren pinnan (veden) pinta, joka imee ja luovuttaa lämpöä. Se säätelee kehon ja sen viereisen lämpötilan ilmakerros (pintakerros)

14 Maan aktiivisen kerroksen lämpöominaisuuksien parametrien likimääräiset arvot Aine Tiheys Kg / m 3 Lämpökapasiteetti J / (kg K) Lämmönjohtavuus W / (m K) ilma 1,02 vesi, 63 jää, 5 lumi , 11 puu, 0 hiekka, 25 kivi, 0

15 Kuinka maa lämpenee: lämmönjohtavuus on yksi lämmönsiirtotyypeistä

16 Lämmönjohtomekanismi (lämmön siirtäminen kappaleiden sisälle) Lämmönjohtavuus on yksi lämmönsiirtotyypeistä kehon kuumemmilta osilta vähemmän kuumeneville osille, mikä johtaa lämpötilan tasaamiseen. Tässä tapauksessa energia siirtyy kehossa hiukkasista (molekyyleistä, atomeista, elektroneista), joilla on suurempi energia hiukkasille, joiden virtaus on pienempi q on verrannollinen grad T: een, missä λ on lämmönjohtavuuskerroin tai yksinkertaisesti lämmönjohtavuus , ei ole riippuvainen grad. T. maaperä Lämmön tasapainoyhtälössä on А GT cz

17 Lämmönsiirto maaperään noudattaa Fourier -lakia (1 ja 2)

18 Lämmön jakautuminen maaperän syvyyksiin Mitä suurempi maaperän tiheys ja kosteuspitoisuus, sitä paremmin se johtaa lämpöä, sitä nopeammin se leviää syvyyksiin ja mitä syvemmälle lämpötilan vaihtelut tunkeutuvat. Mutta maaperätyypistä riippumatta lämpötilan vaihtelujakso ei muutu syvyyden mukaan. Tämä tarkoittaa, että paitsi pinnalla, myös syvyyksissä, päivittäinen vaihtelu on 24 tuntia kahden peräkkäisen maksimin tai minimin välillä ja vuosittainen vaihtelu 12 kuukauden ajan.

19 Lämpötilan muodostuminen maaperän ylemmässä kerroksessa (Kampilämpömittarit osoittavat) Vaihteluiden amplitudi laskee eksponentiaalisesti. Tietyn syvyyden (noin cm cm) alapuolella lämpötila lähes ei muutu päivän aikana.

20 Maapintalämpötilan päivittäinen ja vuotuinen vaihtelu Maapinnan lämpötilassa on päivittäinen vaihtelu: Minimi havaitaan noin puoli tuntia auringonnousun jälkeen. Tähän mennessä maaperän säteilytasapaino on nolla, lämmön paluu ylemmästä maaperästä tehokkaan säteilyn avulla tasapainotetaan lisääntyneen kokonaissäteilyn tulolla. Säteilyn ulkopuolinen lämmönvaihto on tällä hetkellä merkityksetön. Sitten maaperän lämpötila nousee jopa tunteihin, jolloin se saavuttaa maksimiarvon vuorokausikierrossa. Sen jälkeen lämpötila alkaa laskea. Säteily tasapaino iltapäivällä pysyy positiivisena; lämmön siirtyminen päivällä ylemmästä maaperästä ilmakehään tapahtuu kuitenkin paitsi tehokkaan säteilyn, myös lisääntyneen lämmönjohtavuuden sekä veden lisääntyneen haihtumisen kautta. Lämmön siirto maaperän syvyyksiin jatkuu myös. Siksi maaperän lämpötila laskee tunneista minimiin aamulla.

21 Päivittäinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksissä, vaihtelujen amplitudit pienenevät syvyyden myötä. Joten, jos pinnalla päivittäinen amplitudi on 30 ja syvyydessä 20 cm - 5, niin 40 cm: n syvyydessä se on alle 1 Joissakin suhteellisen matalissa syvyyksissä päivittäinen amplitudi laskee nollaan. Tästä syvyydestä (noin cm) alkaa tasainen päivittäinen lämpötila. Pavlovsk, toukokuu. Vuotuisten lämpötilavaihteluiden amplitudi pienenee syvyyden myötä saman lain mukaan. Vuosittaiset vaihtelut leviävät kuitenkin syvemmälle, mikä on ymmärrettävää: niiden leviämiselle on enemmän aikaa. Vuotuisten vaihtelujen amplitudit pienenevät nollaan noin 30 metrin syvyydellä napaisilla leveysasteilla, noin m: llä keskimääräisillä leveysasteilla, noin 10 metrillä tropiikissa (missä myös vuotuiset amplitudit ovat pienempiä maaperän pinnalla kuin keskileveysasteilla). Näillä syvyyksillä alkaa kerros tasaista vuotuista lämpötilaa. Maaperän vuorokausivaihtelu heikkenee amplitudisyvyydellä ja jää vaiheittain maaperän kosteuden mukaan: suurin laskee illalla maalla ja yöllä vedessä (sama pätee aamu- ja päiväkohtaiseen minimiin)

22 Fourierin lämmönjohtavuuden lait (3) 3) Vaiheviive kasvaa lineaarisesti syvyyden myötä. korkeimman lämpötilan alkamisen aika siirtyy yllä oleviin kerroksiin verrattuna useita tunteja (kohti iltaa ja jopa yötä)

23 Neljäs Fourierin laki päivittäisten ja vuotuisten lämpötilojen kerrosten syvyyksistä liittyy toisiinsa vaihtelujaksojen neliöjuureina eli 1: 365. Tämä tarkoittaa, että syvyys, jossa vuotuiset vaihtelut ovat kosteita, on 19 kertaa suurempi kuin syvyys, jolla päivittäiset vaihtelut häviävät. Ja tämä laki, kuten muutkin Fourierin lait, ovat melko hyvin vahvistettuja havainnoilla.

24 Lämpötilan muodostuminen maaperän koko aktiivisessa kerroksessa (mitä pakokaasulämpömittarit osoittavat) 1. Lämpötilan vaihtelujakso ei muutu syvyyden mukaan 2. Tietyn syvyyden alapuolella lämpötila ei muutu vuoden aikana. 3. Vuotuisten vaihtelujen etenemissyvyydet ovat noin 19 kertaa suuremmat kuin päivittäin

25 Lämpötilan vaihtelujen tunkeutuminen syvälle maaperään lämmönjohtavuusmallin mukaisesti

26. Päivän keskilämpötilan vaihtelu maaperän pinnalla (P) ja ilmassa 2 m (V) korkeudessa. Pavlovsk, kesäkuu. Maksimilämpötilat maan pinnalla ovat yleensä korkeammat kuin ilmassa sääkopin korkeudella. Tämä on ymmärrettävää: päivän aikana auringon säteily lämmittää ennen kaikkea maaperää ja jo siitä lämmittää ilmaa.

27 Maaperän lämpötilan vuotuinen vaihtelu Maapinnan lämpötila vaihtelee tietysti myös vuosittaisen vaihtelun mukaan. Trooppisilla leveysasteilla sen vuotuinen amplitudi eli vuoden lämpimimpien ja kylmimpien kuukausien pitkän aikavälin keskilämpötilojen ero on pieni ja kasvaa leveysasteen mukaan. Pohjoisella pallonpuoliskolla leveysasteella 10 se on noin 3, leveysasteella 30 noin 10, leveysasteella 50 keskimäärin noin 25.

28 Maaperän lämpötilan vaihtelut heikkenevät amplitudisyvyydeltään ja jäävät jälkeen vaiheessa, maksimi siirtyy syksyyn ja minimi kevääseen Vuosittaiset enimmäismäärät ja vähimmäismäärät viivästyvät päivinä jokaiselle syvyysmetrille. Vuosittainen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksissä 3-753 cm Kaliningradissa. Trooppisilla leveysasteilla vuotuinen amplitudi eli vuoden lämpimimpien ja kylmimpien kuukausien pitkän aikavälin keskilämpötilojen ero on pieni ja kasvaa leveysasteen mukaan. Pohjoisella pallonpuoliskolla leveysasteella 10 se on noin 3, leveysasteella 30 noin 10, leveysasteella 50 keskimäärin noin 25.

29 Thermoisopleth -menetelmä Esittää visuaalisesti kaikki lämpötilan vaihtelun ominaisuudet sekä ajassa että syvyydessä (yhdessä kohdassa) Esimerkki vuosimuutoksista ja vuorokausivaihteluista

30 Pintakerroksen ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu Ilman lämpötila muuttuu vuorokausivaihtelussa maan pinnan lämpötilan mukaan. Koska ilma lämpenee ja jäähtyy maan pinnalta, päivittäisen lämpötilavaihtelun amplitudi meteorologisessa kopissa on pienempi kuin maan pinnalla, keskimäärin noin kolmannes. Ilman lämpötilan nousu alkaa maaperän lämpötilan noususta (15 minuuttia myöhemmin) aamulla auringonnousun jälkeen. Kuten tiedämme, maaperän lämpötila alkaa laskea tuntien aikana. Tunnissa se tasataan ilman lämpötilan kanssa; tästä lähtien, kun maaperän lämpötila laskee edelleen, myös ilman lämpötila alkaa laskea. Siten minimi päivittäisen ilman lämpötilan vaihtelussa maanpinnan lähellä putoaa aikaan pian auringonnousun jälkeen ja enintään tunteihin.

32 Maaperän ja vesistöjen lämpötilan erot Maaperän pintakerrosten ja vesistöjen ylempien kerrosten lämmitys- ja lämpöominaisuuksissa on suuria eroja. Maaperässä lämpö jakautuu pystysuoraan molekyylilämmönjohtamisen avulla ja vapaasti virtaavassa vedessä myös vesikerrosten turbulentilla sekoittamisella, mikä on paljon tehokkaampaa. Turbulenssi vesistöissä johtuu pääasiassa aalloista ja virtauksista. Mutta yöllä ja kylmällä vuodenaikalla tällaiseen turbulenssiin lisätään myös lämpökonvektiota: pinnalle jäähdytetty vesi vajoaa lisääntyneen tiheyden vuoksi ja korvataan alemmista kerroksista tulevalla lämpimällä vedellä.

33 Vesistöjen lämpötilan ominaisuudet, jotka liittyvät korkeisiin turbulenttisen lämmönsiirtokerroimiin Päivittäiset ja vuosittaiset veden vaihtelut tunkeutuvat paljon syvemmälle kuin maaperässä. Maaperässä

34 Päivittäiset ja vuotuiset vaihtelut Tämän seurauksena päivittäiset veden lämpötilan vaihtelut levisivät noin kymmenien metrien syvyyteen ja maaperään alle metriin. Veden vuotuiset lämpötilan vaihtelut ulottuvat satojen metrien syvyyteen ja maaperässä vain metriin. Joten veden pintaan päivällä ja kesällä tuleva lämpö tunkeutuu huomattavaan syvyyteen ja lämmittää suuren pylvään vedestä. Ylemmän kerroksen ja itse vedenpinnan lämpötila nousee hieman. Maaperässä tuleva lämpö jakautuu ohueseen ylempään kerrokseen, joka lämmittää siten paljon. Lämmönvaihto syvempien kerrosten kanssa lämmön tasapainoyhtälössä "A" vedelle on paljon suurempi kuin maaperälle, ja lämmön virtaus ilmakehään "P" (turbulenssi) on vastaavasti pienempi. Yöllä ja talvella vesi menettää lämpöä pintakerroksesta, mutta sen sijaan kerääntyy lämpöä alla olevista kerroksista. Siksi vedenpinnan lämpötila laskee hitaasti. Maapinnalla lämpötila laskee nopeasti, kun lämpöä vapautuu: ohueseen yläkerrokseen kertynyt lämpö jättää sen nopeasti ilman, että sitä täytetään alhaalta.

35 Kartat ilmakehän ja alla olevan pinnan turbulentista lämmönsiirrosta saatiin

36 Valtamerissä ja merissä haihtumisella on myös merkitystä kerrosten sekoittamisessa ja siihen liittyvässä lämmönsiirrossa. Meren pinnasta haihtuessa merkittävästi veden yläkerros muuttuu suolaisemmaksi ja tiheämmäksi, minkä seurauksena vesi vajoaa pinnasta syvyyksiin. Lisäksi säteily tunkeutuu syvemmälle veteen verrattuna maaperään. Lopuksi veden lämpökapasiteetti on suuri verrattuna maaperään, ja sama määrä lämpöä lämmittää vesimassan matalampaan lämpötilaan kuin sama maaperä. LÄMMÖN KAPASITEETTI - Lämpö, ​​jonka keho absorboi kuumennettaessa 1 astetta (Celsius) tai luovutetaan, kun se jäähdytetään 1 asteella (Celsius), tai materiaalin kyky kerätä lämpöenergiaa.

37 Ilmoitetuista eroista lämmönjakautumisessa: 1. Lämpimänä vuodenaikana vesi kerää suuren määrän lämpöä riittävän paksuun vesikerrokseen, joka vapautuu ilmakehään kylmänä vuodenaikana. 2. Lämpimänä vuodenaikana maaperä luovuttaa yön aikana suurimman osan päivän aikana saamastaan ​​lämmöstä ja kertyy talveksi vähän. Näiden erojen seurauksena ilman lämpötila merellä on kesällä alhaisempi ja talvella korkeampi kuin maanpäällinen. Keskipituisilla leveysasteilla lämpimän vuoden aikana maaperään kerääntyy 1,5–3 kcal lämpöä jokaista pinnan neliösenttimetriä kohden. Kylmällä säällä maaperä antaa tämän lämmön ilmakehään. Arvo ± 1,5 3 kcal / cm 2 vuodessa on maaperän vuotuinen lämmönvaihto.

38 Vuotuisen lämpötilan vaihtelun amplitudien perusteella määritetään manner- tai meri -ilmasto. Kartta maapallon vuotuisen lämpötilan vaihtelun amplitudista

39 Paikan sijainti suhteessa rantaviivaan vaikuttaa merkittävästi lämpötila-, kosteus-, pilvisyys- ja sademääräjärjestelmään ja määrittää ilmaston jatkuvuuden.

40 Ilmaston mannermaisuus Ilmaston mannermaisuus on joukko ilmaston ominaispiirteitä, jotka määräytyvät maanosan vaikutuksesta ilmastonmuutosprosesseihin. Meren yläpuolella olevassa ilmastossa (meri -ilmasto) havaitaan pieniä vuotuisia ilman lämpötilan amplitudia verrattuna mantereen ilmastoon maan päällä, jolla on suuret vuotuiset lämpötila -amplitudit.

41 Ilman lämpötilan vuotuinen vaihtelu leveysasteella 62 N: Färsaarilla ja Jakutskissa kuvastaa näiden pisteiden maantieteellistä sijaintia: ensimmäisessä tapauksessa - lähellä Euroopan länsirannikkoa, toisessa - Aasian itäosassa

42 Keskimääräinen vuotuinen amplitudi Torshavnissa 8, Jakutskissa 62 C. Euraasian mantereella havaitaan vuotuisen amplitudin kasvua lännestä itään.

43 Euraasia - maanosa, jolla on suurin mannerilmasto Tämäntyyppinen ilmasto on tyypillinen mantereiden sisäalueille. Manner -ilmasto on hallitseva merkittävällä osalla Venäjää, Ukrainaa, Keski -Aasiaa (Kazakstan, Uzbekistan, Tadžikistan), Sisä -Kiinassa, Mongoliassa, Yhdysvaltojen ja Kanadan sisäalueilla. Manner -ilmasto johtaa arojen ja aavikoiden muodostumiseen, koska suurin osa merien ja valtamerien kosteudesta ei saavuta sisämaan alueita.

44 Mannermaisuusindeksi on numeerinen ominaisuus ilmaston mannermaisuudelle. IK: lle on useita vaihtoehtoja, jotka perustuvat tähän tai toiseen funktioon ilman lämpötilan A vuotuisesta amplitudista: Gorchinskyn mukaan Konradin mukaan, Zenkerin mukaan Khromovin mukaan On olemassa muille perusteille rakennettuja indeksejä. Esimerkiksi mantereen ilmamassojen toistumisnopeuden suhdetta meren ilmamassojen taajuuteen ehdotetaan IK: ksi. L. G. Polozova ehdotti, että maanosaa luonnehditaan erikseen tammi- ja heinäkuussa suhteessa suurimpaan mannermaisuuteen tietyllä leveysasteella; jälkimmäinen määritetään lämpötilapoikkeamista. Η. Η. Ivanov ehdotti IK: tä leveysasteen, vuotuisten ja päivittäisten lämpötila -amplitudien sekä kuivimman kuukauden kosteusvajeen funktiona.

45 Mannermaisuusindeksi Ilman lämpötilan vuotuisen amplitudin suuruus riippuu maantieteellisestä leveysasteesta. Pienillä leveysasteilla vuotuiset lämpötila -amplitudit ovat pienempiä kuin korkeilla leveysasteilla. Tämä tilanne johtaa tarpeeseen sulkea pois leveysasteen vaikutus vuotuiseen amplitudiin. Tätä varten ehdotetaan erilaisia ​​ilmaston jatkuvuuden indikaattoreita, joita edustavat paikan vuotuisen lämpötilan amplitudin ja paikan leveysasteen funktio. L. Gorchinskyn kaava jossa A on vuotuinen lämpötilan amplitudi. Mannermaisuus keskimäärin valtameren yläpuolella on nolla ja Verkhoyanskissa 100.

47 Meri ja manner Mantereen lauhkealle ilmastolle on ominaista melko lämpimät talvet (-8 C -0 C), viileät kesät (+16 C) ja suuri määrä (yli 800 mm) sadetta, joka putoaa tasaisesti vuosi. Manner -lauhkealle ilmastolle on ominaista ilman lämpötilan vaihtelut noin -8 C: sta tammikuussa +18 C: een heinäkuussa. Manner -ilmastoalueelle on ominaista alhaisemmat lämpötilat talvella (-20 C) ja vähemmän sademäärä (noin 600 mm). Lauhkean, jyrkästi mannermaisen ilmaston alueella talvi on vielä kylmempää -40 ° C: een ja sateita on vielä vähemmän mm.

48 Äärimmäiset Moskovan alueella kesällä paljaan maaperän pinnalla havaitaan jopa +55 astetta ja aavikoilla jopa +80 astetta. Päinvastoin, yön lämpötilan minimit ovat alhaisemmat maaperän pinnalla kuin ilmassa, koska ensinnäkin maaperä jäähdytetään tehokkaalla säteilyllä ja ilma jäähdytetään jo siitä. Talvella Moskovan alueella pintalämpötilat (tällä hetkellä lumen peitossa) voivat laskea alle 50, kesällä (paitsi heinäkuussa) nollaan. Etelämantereen sisäpuolen lumipinnalla jopa kesäkuun keskimääräinen kuukausilämpötila on noin 70 ja joissakin tapauksissa se voi laskea 90 asteeseen.

49 Kartat keskimääräisistä ilman lämpötiloista tammi- ja heinäkuussa

50 Ilman lämpötilan jakautuminen (jakautumisvyöhyke on ilmastovyöhykkeen tärkein tekijä) Keskimääräinen vuotuinen Keskikesä (heinäkuu) Tammikuun keskiarvo Leveysvyöhykkeiden keskiarvo

51 Venäjän alueen lämpötilajärjestelmä Sille on ominaista suuret kontrastit talvella. Itä -Siperiassa talvinen antisykloni, joka on erittäin vakaa barinen muodostuma, edistää kylmän napaisuuden muodostumista Koillis -Venäjällä, ja keskimääräinen kuukausittainen ilman lämpötila talvella on 42 C. Keskimääräinen minimilämpötila talvella on 55 C. muuttuu C: stä lounaaseen ja saavuttaa positiiviset arvot Mustanmeren rannikolla C: ksi keskialueilla.

52 Pinnan keskilämpötila (C) talvella

53 Pinnan keskilämpötila (С) kesällä Keskimääräinen ilman lämpötila vaihtelee 4 ° C: sta pohjoisrannikolla C: een lounaaseen, missä sen keskimääräinen maksimi on C ja absoluuttinen maksimi on 45 C. Äärilämpötilan amplitudi saavuttaa 90 C. Venäjän ilman lämpötilajärjestelmä on sen suuri päivittäinen ja vuosittainen amplitudi, etenkin Aasian alueen ankarissa mannerilmastoissa. Vuotuinen amplitudi vaihtelee 8 10 С ЕТР - 63 С Itä -Siperiassa Verhojanskin harjanteen alueella.

54 Kasvipeitteen vaikutus maaperän lämpötilaan Kasvipeite vähentää maaperän jäähtymistä yöllä. Yösäteilyä esiintyy pääasiassa itse kasvillisuuden pinnalta, joka jäähdyttää eniten. Kasvillisuuden alla oleva maaperä pysyy korkeammassa lämpötilassa. Päivällä kasvillisuus estää kuitenkin maaperän säteilylämmityksen. Päivittäinen lämpötilan amplitudi kasvillisuuden peiton alla pienenee ja keskimääräinen päivittäinen lämpötila laskee. Joten kasvillisuus yleensä jäähdyttää maaperää. Leningradin alueella peltokasvien alla oleva maapinta voi olla päivällä 15 kertaa kylmempi kuin kesanto. Keskimäärin se on kylmempää kuin paljas maaperä 6 kertaa päivässä, ja jopa 5-10 cm: n syvyydessä ero on 3 4.

55 Lumipeitteen vaikutus maaperän lämpötilaan Lumipeite suojaa maaperää lämmönhukalta talvella. Säteily tulee itse lumipeitteen pinnalta, ja sen alla oleva maaperä pysyy lämpimämpänä kuin paljas maaperä. Samaan aikaan päivittäinen lämpötilan amplitudi maaperän pinnalla lumen alla pienenee jyrkästi. Venäjän Euroopan alueen keskivyöhykkeellä, jonka lumipeite on 50 cm, sen alla olevan maaperän lämpötila on 6 7 korkeampi kuin paljaan maaperän lämpötila ja 10 korkeampi kuin maanpinnan lämpötila itse lumipeite. Maaperän jäädyttäminen lumen alla saavuttaa noin 40 cm: n syvyyden, ja ilman lunta se voi levitä yli 100 cm: n syvyyteen. päinvastoin lisää sitä. Kasvillisuuden peiton ja talven lumen yhteisvaikutus vähentää vuotuista lämpötilan amplitudia maan pinnalla. tämä on noin 10 pienempi kuin paljaalla maaperällä.

56 VAARALLISET METEOROLOGISET NÄKEMYKSET JA NIIDEN KRITEERIT 1. erittäin voimakas tuuli (mukaan lukien myrsky), vähintään 25 m / s (puuskissa), meren rannalla ja vuoristoalueilla vähintään 35 m / s; 2. erittäin runsas, vähintään 50 mm: n sade enintään 12 tunnin ajaksi, 3. vähintään 30 mm: n sademäärä enintään tunnin ajaksi; 4. erittäin raskasta lunta, vähintään 20 mm korkeintaan 12 tunnin ajan; 5. suuri rakeet - vähintään 20 mm; 6. voimakas lumimyrsky - keskimääräinen tuulen nopeus on vähintään 15 m / s ja näkyvyys alle 500 m;

57 7. Voimakas pölymyrsky, jonka keskimääräinen tuulen nopeus on vähintään 15 m / s ja näkyvyys enintään 500 m; 8. Näkyvyys tiheään sumuun enintään 50 m; 9. Vakavat jäänestekerrostumat vähintään 20 mm jäässä, vähintään 35 mm monimutkaisissa kerrostumissa tai märässä lumessa ja vähintään 50 mm pakkasessa. 10. Voimakas kuumuus - Korkea maksimilämpötila, vähintään 35 ºС, yli 5 päivän ajan. 11. Voimakas pakkanen - Alin ilman lämpötila on vähintään miinus 35 ° C vähintään 5 päivän ajan.

58 Korkeisiin lämpötiloihin liittyvät vaarat Palovaara Voimakas kuumuus

59 Alhaisiin lämpötiloihin liittyvät vaaralliset ilmiöt Lumimyrskyt - Voimakkaat pakkaset Terävä lämpeneminen - hiustenkuivaajat

60 Jäätyy. Pakkanen on lyhytaikainen ilman tai aktiivisen pinnan (maaperän) lämpötilan lasku 0 ° C: seen ja sen alle, kun otetaan huomioon yleinen positiivinen keskimääräinen päivittäinen lämpötila

61 Ilman lämpötilan peruskäsitteet MITÄ TIETÄÄ! Vuotuinen keskilämpötilakartta Kesä- ja talvilämpötilojen erot Vyöhykkeen lämpötilajakauma Maan ja meren jakauman vaikutus Ilman lämpötilan jakautuminen korkeuteen Päivittäinen ja vuotuinen maaperän ja ilman lämpötilan vaihtelu Vaaralliset sääilmiöt lämpötilaolosuhteista johtuen

Metsän meteorologia. Luento 4: LÄMPÖTILAN LÄMPÖTILA JA MAAN PINTA Maan pinnan ja ilmakehän lämpötila: Ilman lämpötilan jakautuminen ilmakehässä ja maan pinnalla ja sen jatkuva

Kysymys 1. Maan pinnan säteilytasapaino Kysymys 2. Ilmakehän säteilytasapaino Johdanto Lämmön tulo säteilyenergian muodossa on osa lämmön kokonaisvirtausta, joka muuttaa ilmakehän lämpötilaa.

Ilmakehän lämpöjärjestelmä Luennoitsija: Soboleva Nadezhda Petrovna, laitoksen apulaisprofessori. HEGC Ilman lämpötila Ilmassa on aina lämpötila Ilman lämpötila kaikissa ilmakehän pisteissä ja maan eri paikoissa jatkuvasti

Novosibirskin alueen ilmasto

Testityö aiheesta "Venäjän ilmasto". Vaihtoehto 1. 1. Mikä on johtava ilmastonmuutostekijä? 1) Maantieteellinen sijainti 2) Ilmakehän kierto 3) Valtamerien läheisyys 4) Merivirrat 2.

Käsitteet "Ilmasto" ja "Sää" esimerkissä Novosibirskin kaupungin säätiedoista

Venäjän federaation opetus- ja tiedeministeriö FEDERAL STATE BUDGETARY INSTITUTION OF HUSHER Education, "SARATOV STATE UNIVERSITY NAMED AFTER N.G. CHERNYSHEVSKY" Ilmatieteen laitos

Kirjallisuus 1 Internet -resurssi http://www.beltur.by 2 Internet -resurssi http://otherreferats.allbest.ru/geography/00148130_0.html 3 Internet -resurssi http://www.svali.ru/climat/13/index. htm 4 Internet -resurssi

Ilmatekijät ja sää niiden liikkumisalueella. Kholodovich Yu A. A. Valko -Venäjän kansallinen teknillinen yliopisto Johdanto Säähavainnot yleistyivät jälkipuoliskolla

VENÄJÄN OKSIKKOJEN MINISTERIÖ Liittovaltion budjettikoulujen korkeakoulu "SARATOV NATIONAL RESEARCH STATE UNIVERSITY NAMED AFTER N.G. CHERNYSHEVSKY"

MAAILMANLUETTELON FYSIKAALINEN MAANTIETEELLINEN 9 OSA 1 EURASIA JATKOI AIHEILMASTO JA AGROKLIMAATIOSTEET LUETTELOSSA KÄSITTELYT KYSYMYKSET

Säteily ilmakehässä Luennoitsija: Soboleva Nadezhda Petrovna, laitoksen apulaisprofessori. HEGC Säteily tai säteily on sähkömagneettisia aaltoja, joille on tunnusomaista: L aallonpituus ja ν värähtelytaajuus Säteily etenee

VALVONTA UDC 551.506 (575/2) (04) SEURANTA: SÄÄOLOSUHTEET CHUAN VALLEYSSA TAMMIKUUSSA 2009 G.F. Agafonovin pää. meteorologinen keskus, A.O. Matala leikkaus. maantieteellinen Sciences, apulaisprofessori, S.M. Kazaškovan tohtorikoulutettava tammikuussa

LÄMMÖVIRTAA POHJOISEN TAIGAN KRYOMETAMORFISESSA MAASSA JA SEN LÄMPÖTARVIKKEET Ostroumov V.E. 1, Davydova A.I. 2, Davydov S.P. 2, Fedorov-Davydov D.G. 1, Eremin I.I. 3, Kropachev D.Yu. 3 1 Instituutti

18. Maan pinnan lähellä olevan ilman lämpötilan ja kosteuden ennuste 1 18. LÄMPÖTILAN JA ILMAN KOSTEUDEN ENNUSTEET MAAN PINNALLA Paikalliset lämpötilan muutokset T t jossain vaiheessa määritetään yksilöllisesti

UDC 55.5 SÄÄOLOSUHTEET CHUAN VALLEYSSA Syksyllä Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova SÄÄOLOSUHTEET CHUI VALLEYSSA SILMÄLLÄ E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova Meteorologinen

Moduuli 1 Vaihtoehto 1. Koko nimi Ryhmäpäivämäärä 1. Meteorologia on tiede maapallon ilmakehässä tapahtuvista prosesseista (3b) A) kemiallinen B) fysikaalinen C) ilmasto 2. Ilmasto on tiede ilmastosta, ts. aggregaatti

1. Klimatogrammin kuvaus: Ilmastonmuutoksen sarakkeet ovat kuukausien lukumäärä, kuukausien ensimmäiset kirjaimet on merkitty alla. Joskus kuvataan 4 vuodenaikaa, joskus ei kaikkia kuukausia. Lämpötila -asteikko on merkitty vasemmalle. Nollamerkki

VALVONTA UDC 551.506 SEURANTA: CHA -VALLEYN SÄÄOLOSUHTEET SILMÄLLÄ E.Yu. Zyskova, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova, I.S. Brusenskajan SEURANTA: CHUI VALLEYN SÄÄOLOSUHTEET SILMÄLLÄ E.Yu. Zyskova,

Tyydyttyneen ilman kerrostuminen ja pystysuuntainen tasapaino Vrublevsky SV Valko -Venäjän teknillinen yliopisto Johdanto Troposfäärin ilma sekoittuu jatkuvasti

"Ilmastotrendit kylmällä kaudella Moldovassa" Tatiana Stamatova, Valtion hydrometeorologinen palvelu 28. lokakuuta 2013, Moskova, Venäjä Talven tärkeimmät ilmasto -ominaisuudet

A.L. Afanasjev, P.P. Bobrov, O. A. Ivchenko Omskin osavaltion pedagoginen yliopisto S.V. Krivaltsevich Ilmakehän optiikan instituutti SB RAS, Tomsk Lämpövirtojen arviointi haihtumisesta pinnalta

UDC 551.51 (476.4) ML Smolyarov (Mogilev, Valko -Venäjä) MOGILEVIN ILMASTOJEN OMINAISUUDET Johdanto. Ilmaston tunnistaminen tieteellisellä tasolla alkoi järjestämällä meteorologisia asemia

MAAN LÄMPÖTILA JA ILMASTO Luennon muistiinpanot Osintseva N.V. Ilmakehän koostumus Typpi (N 2) 78,09%, happi (O 2) 20,94%, argon (Ar) - 0,93%, hiilidioksidi (CO 2) 0,03%, muut kaasut 0,02%: otsoni (O 3),

Osat Komp.koodi Teemasuunnitelma ja oppiaineen sisältö Teemasuunnitelma Osioiden (moduulien) nimet Tuntien lukumäärä Luokkahuone Itsenäinen työ henkilökohtainen abbr. henkilökohtaisesti poissa ollessa, mutta abbr.

Venäjän federaation opetus- ja tiedeministeriö FEDERAL STATE BUDGETARY OPEDAL INSTITUTION OF HIGHER Education

Monsuunien meteorologia Gerasimovich V.Yu. Valko -Venäjän kansallinen teknillinen yliopisto Johdanto Monsuunit, tasaiset kausituulet. Kesällä monsuunikauden aikana nämä tuulet yleensä puhaltavat merestä maahan ja tuovat

Menetelmät fyysisen ja maantieteellisen suuntautumisen monimutkaisempien ongelmien ratkaisemiseksi, niiden soveltaminen luokkahuoneessa ja koulupäivän jälkeen Maantieteen opettaja: Gerasimova Irina Mikhailovna 1 Määritä missä vaiheessa,

3. Ilmastonmuutos Ilman lämpötila Tämä indikaattori kuvaa keskimääräistä vuotuista ilman lämpötilaa, sen muutosta tietyn ajanjakson aikana ja poikkeamaa pitkän aikavälin keskiarvosta

VUODEN ILMASTO -OMINAISUUDET 18 2 luku Valko -Venäjän tasavallan keskimääräinen ilman lämpötila vuonna 2013 oli +7,5 C, mikä on 1,7 C korkeampi kuin ilmastonormaali. Vuoden 2013 aikana valtaosa

Maantieteelliset tarkistustyöt Vaihtoehto 1 1. Mikä vuotuinen sademäärä on tyypillinen jyrkästi mannerilmastoille? 1) yli 800 mm vuodessa 2) 600-800 mm vuodessa 3) 500-700 mm vuodessa 4) alle 500 mm

Alentyeva Elena Yurievna Municipal autonomisen oppilaitoksen lukio 118, joka on nimetty Neuvostoliiton sankarin N.I.

Venäjän federaation opetus- ja tiedeministeriö FEDERAL STATE BUDGETARY OPEDAL INSTITUTION OF HIGHER Education

LÄMPÖOMINAISUUDET JA MAAN LÄMPÖTILA 1. Maaperän lämpöominaisuudet. 2. Lämpötila ja sen säätelytavat. 1. Maaperän lämpöominaisuudet Maaperän lämpötila on yksi tärkeistä indikaattoreista, jotka suurelta osin määräävät

MATERIAALIT maantieteen tietokoneen testaamiseen valmistautumiseen Arvosana 5 (maantieteen perusteellinen opiskelu) Opettaja: Yu.V.

1.2.8. Ilmasto-olosuhteet (valtionlaitos "Irkutsk TsGMS-R", Irkutsk UGMS Roshydrometistä; Zabaikalsky UGMS Roshydrometistä; valtion laitos "Buryatskiy TsGMS" Zabaikalskista UGMS of Roshydromet) Seurauksena merkittävästä negatiivisesta

A2 Maantieteelliset tehtävät 1. Mikä luetelluista kivistä on muodoltaan metamorfinen? 1) hiekkakivi 2) tuffi 3) kalkkikivi 4) marmori Marmori kuuluu muodonmuutoksiin. Hiekkakivi