Regimul termic al suprafeței subiacente. Regimul termic al suprafeței pământului. Instrumente pentru măsurarea temperaturii stratului activ

Acasă

REGIMUL TERMIC AL SUPRAFEȚEI ȘI ATMOSFEREI SUBIACENTE O suprafață încălzită direct de razele soarelui și care degajă căldură straturilor subiacente și aerului se numește activ.

Temperatura suprafeței active, valoarea și modificările acesteia (variații zilnice și anuale) sunt determinate de bilanţul termic.

Valoarea maximă a aproape tuturor componentelor bilanţului termic este observată în jurul prânzului. Excepție este schimbul maxim de căldură în sol, care are loc dimineața. Amplitudinile maxime ale variației zilnice a componentelor bilanțului termic sunt notate în ora de vara

, minim - iarna. În variația diurnă a temperaturii suprafeței, uscată și lipsită de vegetație, într-o zi senină maximul apare după 13 ore, iar cel minim se produce în jurul momentului răsăritului. Înnorarea perturbă cursul corect al temperaturii suprafeței și provoacă o schimbare a momentelor de maxim și minim. Temperatura de suprafață este influențată în mare măsură de umiditatea și acoperirea cu vegetație. Temperaturile maxime de suprafață în timpul zilei pot fi de +80°C sau mai mult. Fluctuațiile zilnice ajung la 40°. Mărimea lor depinde de latitudinea locului, perioada anului, înnorabilitatea, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea acesteia, rugozitatea, acoperirea cu vegetație, precum și expunerea versanților.

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

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

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

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

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

Regimul termic al stratului inferior al atmosferei.

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

Dacă, în loc de mici vârtejuri haotice în mișcare, încep să predomine mișcări puternice ascendente (termice) și mai puțin puternice descendente de aer, convecția se numește ordonat. Aerul încălzit la suprafață se grăbește în sus, transferând căldură. Convecția termică se poate dezvolta doar atâta timp cât aerul are o temperatură mai mare decât temperatura mediului în care se ridică (o stare instabilă a atmosferei). Dacă temperatura aerului în creștere se dovedește a fi egală cu temperatura din jur, creșterea se va opri (stare indiferentă a atmosferei); dacă aerul devine mai rece decât mediul, va începe să coboare (stare stabilă a atmosferei).

Odată cu mișcarea turbulentă a aerului, tot mai multe dintre particulele sale, în contact cu suprafața, primesc căldură și, ridicându-se și amestecându-se, o dau altor particule. Cantitatea de căldură primită de aer de la suprafață prin turbulență este mai multa cantitate căldura pe care o primește ca urmare a radiațiilor este de 400 de ori și ca urmare a transmiterii prin conducție termică moleculară - de aproape 500.000 de ori. Căldura este transferată de la suprafață în atmosferă împreună cu umiditatea evaporată din aceasta și apoi eliberată prin procesul de condensare. Fiecare gram de vapori de apă conține 600 cal de căldură latentă de vaporizare.

În aerul în creștere, temperatura se modifică din cauza adiabatic proces, adică fără schimb de căldură cu mediu, datorită conversiei energiei gazoase interne în muncă și muncă în energie internă. Deoarece energia internă este proporțională cu temperatura absolută a gazului, are loc o modificare a temperaturii. Aerul care se ridică se extinde, produce muncă, care consumă energie internă, iar temperatura acestuia scade. Aerul care coboară, dimpotrivă, se comprimă, energia cheltuită pentru expansiune este eliberată, iar temperatura aerului crește.

Aerul care este uscat sau care conține vapori de apă, dar nu este saturat cu ei, atunci când se ridică, se răcește adiabatic cu 1° la fiecare 100 m Aerul saturat cu vapori de apă, când urcă cu 100 m, se răcește cu mai puțin de 1°, deoarece se produce condens. în ea, însoțită de căldura de eliberare, compensând parțial căldura cheltuită pentru expansiune.

Cantitatea de răcire a aerului saturat atunci când se ridică la 100 m depinde de temperatura aerului și presiunea atmosferică și variază în limite semnificative. Aerul nesaturat, descendent, se încălzește cu 1° la 100 m, aerul saturat cu o cantitate mai mică, deoarece în el are loc evaporarea, care consumă căldură. Aerul saturat în creștere pierde de obicei umiditatea prin precipitații și devine nesaturat. La coborâre, un astfel de aer se încălzește cu 1° la 100 m.

Ca urmare, scăderea temperaturii în timpul ascensiunii se dovedește a fi mai mică decât creșterea acesteia în timpul coborârii, iar aerul în creștere și apoi coborâre la același nivel la aceeași presiune va avea temperaturi diferite- temperatura finala va fi mai mare decat cea initiala. Acest proces se numește pseudoadiabatic.

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

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

Inversiunea este sporită de condițiile de relief: aerul rece curge în depresiuni și stagnează acolo. Se numesc astfel de inversiuni orografice. Inversii puternice numite adventiv, se formează în cazurile în care aerul relativ cald ajunge pe o suprafață rece, răcindu-și straturile inferioare. Inversiunile advective ale zilelor sunt slab exprimate pe timp de noapte ele sunt intensificate prin răcirea cu radiații. Primăvara, formarea unor astfel de inversiuni este facilitată de stratul de zăpadă care încă nu s-a topit.

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

Stare termică atmosfera afectează propagarea luminii în ea. În cazurile în care temperatura se schimbă brusc cu altitudinea (crește sau scade), miraje.

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

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

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

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

Există patru tipuri de variații anuale de temperatură în funcție de amplitudinea și timpul de apariție a temperaturilor extreme.

Tip ecuatorial caracterizată prin două maxime (după echinocţiu) şi două minime (după solstiţiu). Amplitudinea peste Ocean este de aproximativ 1°, pe uscat - până la 10°. Temperatura este pozitivă tot timpul anului.

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

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

tip polar - Iernile sunt foarte lungi și reci, verile sunt scurte și răcoroase. Amplitudinile anuale sunt de 25° și mai mult (pe uscat până la 65°). Temperatură majoritatea anul este negativ. Tabloul general al variației anuale a temperaturii aerului este complicat de influența unor factori, printre care suprafața de bază este deosebit de importantă. La suprafața apei, variația anuală a temperaturii este netezită pe uscat, dimpotrivă, este mai pronunțată. Zăpada și gheața reduc foarte mult temperaturile anuale. Altitudinea locului deasupra nivelului Oceanului, relieful, distanța față de Ocean și înnorarea influențează de asemenea. Cursul lin al temperaturii anuale a aerului este perturbat de perturbațiile cauzate de invazia aerului rece sau, dimpotrivă, cald. Un exemplu ar putea fi revenirile de primăvară ale vremii reci (valuri de frig), revenirile de toamnă ale căldurii, dezghețurile de iarnă la latitudini temperate.

Distribuția temperaturii aerului în apropierea suprafeței subiacente.

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

Temperaturile reale medii anuale ale aerului la suprafața pământului la latitudini joase sunt mai scăzute, iar la latitudini mari, dimpotrivă, mai mari decât cele solare. În emisfera sudică, temperaturile medii anuale reale la toate latitudinile sunt mai scăzute decât în ​​emisfera nordică. Temperatura medie a aerului la suprafața pământului în emisfera nordică în ianuarie este de +8° C, în iulie +22° C; în sud - în iulie +10° C, în ianuarie +17° C. Amplitudinile anuale ale fluctuațiilor de temperatură a aerului, care sunt de 14° pentru emisfera nordică și de numai 7° pentru cea sudică, indică faptul că emisfera sudică este mai puțin continentală. . Temperatura medie anuală a aerului la suprafața pământului în ansamblu este de +14 ° C.

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

Zone termice.

Izotermele sunt considerate ca limite ale zonelor termice (de temperatură). Există șapte zone termice:

centura fierbinte, situată între izoterma anuală +20° a emisferelor nordice și sudice două zone temperate, limitate pe partea ecuatorului de izoterma anuală +20°, pe poli de izoterma +10° a lunii celei mai calde;

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

Două curele de îngheț, situată în apropierea polilor și limitată de izoterma 0° a celei mai calde luni. În emisfera nordică, aceasta este Groenlanda și spațiul din apropierea polului nord în emisfera sudică, aceasta este zona din paralela de 60° sud; w.

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

Suprafața pământului este încălzită direct de razele soarelui, iar din aceasta atmosfera este încălzită. Suprafața care primește și degajă căldură se numește suprafata activa . În regimul de temperatură de suprafață se disting variațiile zilnice și anuale de temperatură. Variația zilnică a temperaturii suprafeței – modificarea temperaturii suprafeței în timpul zilei. Variația zilnică a temperaturilor suprafeței terestre (uscate și lipsite de vegetație) se caracterizează printr-un maxim în jurul orei 13:00 și unul minim înainte de răsărit. Temperaturile maxime ale suprafeței terestre pe timpul zilei pot atinge 80 0 C în zonele subtropicale și aproximativ 60 0 C în latitudinile temperate.

Se numește diferența dintre temperatura maximă și minimă a suprafeței zilnice intervalul de temperatură zilnic. Amplitudinea temperaturii zilnice poate ajunge la 40 0 ​​C vara, iarna, amplitudinea temperaturii zilnice este cea mai mică - până la 10 0 C.

Variația anuală a temperaturii suprafeței– modificarea temperaturii medii lunare la suprafață pe parcursul anului este determinată de cursul radiației solare și depinde de latitudinea locului. În latitudinile temperate, temperatura maximă a suprafeței terestre se observă în iulie, cea minimă în ianuarie; pe ocean, maximele și minimele sunt amânate cu o lună.

Interval anual de temperaturi ale suprafeței egală cu diferența dintre maxim și minim temperaturi medii lunare; crește odată cu creșterea latitudinii, ceea ce se explică prin fluctuațiile crescânde ale radiației solare. Amplitudinea anuală a temperaturii atinge cele mai mari valori pe continente; pe oceane și pe malul mării este mult mai puțin. Cea mai mică amplitudine anuală a temperaturii se observă la latitudinile ecuatoriale (2-3 0), cea mai mare la latitudinile subarctice de pe continente (mai mult de 60 0).

Regimul termic al atmosferei. Aerul atmosferic este ușor încălzit direct de razele soarelui. Deoarece plicul de aer permite razelor solare să treacă liber. Atmosfera este încălzită de suprafața subiacentă. Căldura este transferată în atmosferă prin convecție, advecție și condensare a vaporilor de apă. Straturile de aer, încălzite de sol, devin mai ușoare și se ridică în sus, în timp ce aerul mai rece și, prin urmare, mai greu se scufundă în jos. Ca urmare a termice convecție Straturile înalte de aer se încălzesc. Al doilea proces de transfer de căldură este advecția– transfer orizontal de aer. Rolul advecției este de a transfera căldura de la latitudini joase la înalte în sezonul de iarnă, căldura este transferată de la oceane la continente. Condensul vaporilor de apă- un proces important care transferă căldură către straturile înalte ale atmosferei - în timpul evaporării, căldura este preluată de la suprafața care se evaporă în timpul condensului în atmosferă, această căldură este eliberată;

Temperatura scade cu altitudinea. Se numește modificarea temperaturii aerului pe unitatea de distanță gradient vertical de temperatură, în medie este de 0,6 0 la 100 m În același timp, cursul acestei scăderi în diferite straturi ale troposferei este diferit: 0,3-0,4 0 până la o înălțime de 1,5 km; 0,5-0,6 – între înălțimi de 1,5-6 km; 0,65-0,75 – de la 6 la 9 km și 0,5-0,2 – de la 9 la 12 km. În stratul de sol (2 m grosime), pantele, atunci când sunt recalculate la 100 m, sunt calculate în sute de grade. În aerul în creștere, temperatura se schimbă adiabatic. Proces adiabatic – procesul de modificare a temperaturii aerului în timpul mișcării sale verticale fără schimb de căldură cu mediul (într-o masă, fără schimb de căldură cu alte medii).

Excepții sunt adesea observate în distribuția verticală a temperaturii descrisă. Se întâmplă ca straturile superioare de aer să fie mai calde decât straturile inferioare adiacente pământului. Acest fenomen se numește inversarea temperaturii (temperatura crește cu altitudinea) . Cel mai adesea, o inversare este o consecință a răcirii puternice a stratului de aer de suprafață, cauzată de răcirea puternică a suprafeței pământului în nopțile senine și liniștite, în principal iarna. Cu un teren accidentat, masele de aer rece curg încet de-a lungul versanților și stagnează în bazine, depresiuni etc. În timpul mișcării se pot forma și inversiuni masele de aer de la regiunile calde la cele reci, deoarece atunci când aerul încălzit curge pe o suprafață subiacentă rece, straturile sale inferioare se răcesc vizibil (inversarea compresiei).

Regimul termic al atmosferei

Temperatura locală

Modificarea totală a temperaturii înregistrată
punct geografic, în funcție de individ
se numesc modificări ale condiției aerului și din advecție
schimbare locală (locală).
Orice stație meteo care nu se schimbă
poziția sa pe suprafața pământului, poți
fi considerat ca un astfel de punct.
Instrumente meteorologice – termometre şi
termografe, staționare plasate într-unul sau altul
loc, schimbările locale sunt înregistrate
temperatura aerului.
Termometru pornit balon cu aer cald zburând în vânt și,
ramanand deci in aceeasi masa
aer, prezintă variații individuale
temperaturile din această masă.

Regimul termic al atmosferei

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

Schimb de căldură

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

Calea de radiație a transferului de căldură

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

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

Bilanțul de radiații al suprafeței subiacente

B = S + D + Ea– Rк – Rд – Eз, kW/m2
Ținând cont de:
Q = S + D Aceasta este radiația totală;
Rd este o valoare foarte mică și de obicei nu este
ia in considerare;
Rк =Q *Aк, unde A este albedo de suprafață;
Eef = Ez – Ea
Primim:
B = Q(1 –Ak) - Eef

Echilibrul termic al suprafeței subiacente

B = Lt-g * Mn + Lz-g * Mk + Qa + Qp-p
unde Lt-g și Ll-g sunt căldura specifică de fuziune
respectiv vaporizare (condens);
Mp și Mk sunt masele de apă implicate
tranziții de fază corespunzătoare;
Qа și Qп-п – fluxul de căldură în atmosferă și prin
suprafața subiacentă la straturile subiacente
sol sau apă.

suprafață și strat activ

Regimul de temperatură al suportului

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

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

Regimul de temperatură al suportului
suprafață și strat activ
Radiația solară pătrunde în sol
la o adâncime de zecimi de mm,
se transformă în căldură, care
transmis la straturile subiacente de către
conductivitate termică moleculară.
În apă pătrunde radiația solară
adâncimi de până la zeci de metri și transfer
căldura către straturile subiacente are loc în
rezultat al turbulentelor
agitare, termică
convecție și evaporare

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

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

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

Regimul de temperatură al suportului
suprafață și strat activ
Căldura care iese la suprafața apei ziua și vara pătrunde
la o adâncime considerabilă și încălzește o grosime mare de apă.
Temperatura stratului superior și a suprafeței apei
cu toate acestea, crește ușor.
În sol, căldura primită este distribuită în partea superioară subțire
strat, care devine astfel foarte fierbinte.
Noaptea și iarna, apa pierde căldură din stratul de suprafață, dar
În schimb, vine din căldura acumulată din straturile de dedesubt.
Prin urmare, temperatura la suprafața apei scade
încet.
La suprafața solului, temperatura scade pe măsură ce căldura este eliberată
rapid:
căldura acumulată în stratul superior subțire îl părăsește rapid
fără reaprovizionare de jos.

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

Regimul de temperatură al suportului
suprafață și strat activ
În timpul zilei și al verii, temperatura de la suprafața solului este mai mare decât temperatura de pe
suprafața apei; mai scăzut noaptea și iarna.
Fluctuațiile zilnice și anuale ale temperaturii la suprafața solului sunt mai mari
Mai mult decât atât, mult mai mult decât la suprafața apei.
În timpul sezonului cald, bazinul de apă se acumulează într-un strat destul de gros
apă număr mare căldură care este eliberată în atmosferă la frig
sezon.
Sol din interior anotimp cald degajă cea mai mare parte a căldurii noaptea
care primește în timpul zilei și acumulează puțin din el în timpul iernii.
La latitudini medii, în jumătatea caldă a anului, 1,5-3
kcal de căldură pe centimetru pătrat de suprafață.
În perioadele reci, solul eliberează această căldură în atmosferă. Valoare ±1,5-3
kcal/cm2 pe an este randamentul anual de căldură al solului.
Sub influența stratului de zăpadă și a vegetației vara, anual
se reduce schimbul de căldură din sol; de exemplu, lângă Leningrad cu 30%.
La tropice, schimbul anual de căldură este mai mic decât în ​​latitudinile temperate, deoarece
există diferenţe anuale mai mici în afluxul radiaţiei solare.

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

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

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

Regimul de temperatură al suportului
suprafață și strat activ
Pământul se încălzește rapid și rapid
se răcește.
Apa se încălzește încet și încet
se răcește
(capacitatea termică specifică a apei în
de 3-4 ori mai mult pământ)
Vegetația reduce amplitudinea
fluctuațiile zilnice de temperatură
suprafata solului.
Stratul de zăpadă protejează solul de
pierderi intense de căldură (sol iarna
îngheață mai puțin)

16.

Rolul principal în creație
regimul de temperatură al troposferei
schimbul de căldură joacă
aerul cu suprafața pământului
prin conductie termica

17. Procese care afectează schimbul de căldură atmosferică

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

18. Modificări ale temperaturii aerului

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

19. Modificări periodice ale temperaturii aerului

Schimbările de temperatură zilnice și anuale sunt
caracter periodic.
Schimbări zilnice
Temperatura aerului se modifică în
variaţia diurnă în urma temperaturii
suprafața pământului, din care
aerul este încălzit

20. Variația zilnică a temperaturii

Variația zilnică a temperaturii
Curbe diurne pe termen lung
temperaturile sunt curbe netede,
asemănător sinusoidelor.
Climatologia consideră
variația zilnică a temperaturii aerului,
medie pe o perioadă lungă de timp.

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

Variația zilnică medie a temperaturii suprafeței
sol (1) și
în aer la o înălţime de 2m (2). Moscova (MSU)

22. Variația medie zilnică a temperaturii

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

23. Variația medie zilnică a temperaturii

Variația medie zilnică a temperaturii
Temperatura de la suprafața solului crește până la 13-14 ore,
când atinge maximul zilnic.
După aceasta, temperatura începe să scadă.
Bilanțul radiațiilor în orele după-amiezii, totuși,
rămâne pozitiv; cu toate acestea
transferul de căldură în timpul zilei de la stratul superior al solului către
atmosfera apare nu numai prin eficient
radiații, dar și prin creșterea conductibilității termice, și
de asemenea cu evaporarea crescută a apei.
Continuă și transferul de căldură adânc în sol.
Prin urmare, temperatura la suprafața solului scade
de la 13-14 ore pana la minim dimineata.

24.

25. Temperatura suprafeței solului

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

26. Interval de temperatură zilnic

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

27. Modificări ale amplitudinii temperaturii zilnice (Asut)

Schimbări

1. Iarna Asut este mai puțin decât vara
2. Cu creșterea latitudinii O zi. in scadere:
la latitudine 20 - 30°
pe uscat A zi = 12°C
la 60° latitudine pe zi. = 6°C
3. Spații deschise
caracterizat printr-o zi mai mare. :
pentru stepe si deserturi medii
Asut =15-20°C (până la 30°C),

28. Modificări ale amplitudinii temperaturii zilnice (Asut)

Schimbări
amplitudinea temperaturii zilnice (Asut)
4. Apropierea piscinelor cu apă
reduce O zi.
5.Pornit forme convexe relief
(vârfurile și versanții munților) O zi. Mai puțin,
decât pe câmpie
6. În forme de relief concave
(bazine, văi, râpe etc. Și o zi este mai mult.

29. Influența acoperirii solului asupra temperaturii suprafeței solului

Acoperirea cu vegetație reduce răcirea solului pe timp de noapte.
Radiațiile nocturne apar în principal din
suprafața vegetației în sine, care va fi cea mai mare
rece.
Pământul de sub acoperirea plantelor păstrează o mai mare
temperatură.
Cu toate acestea, în timpul zilei, vegetația previne radiațiile
încălzirea solului.
Interval de temperatură zilnic sub acoperire vegetală,
astfel reduse, iar temperatura medie zilnică
retrogradat.
Deci, acoperirea cu vegetație răcește în general solul.
ÎN Regiunea Leningrad suprafața solului sub câmp
culturile pot fi cu 15° mai reci în timpul zilei decât
pământ de pânză. În medie, este mai frig pe zi
sol gol cu ​​6°, și chiar și la o adâncime de 5-10 cm rămâne
diferența este de 3-4°.

30. Influența acoperirii solului asupra temperaturii suprafeței solului

Stratul de zăpadă protejează solul de pierderile excesive de căldură în timpul iernii.
Radiația provine de la suprafața stratului de zăpadă în sine și de solul de dedesubt
rămâne mai cald decât solul gol. În același timp, amplitudinea zilnică
Temperatura de la suprafața solului sub zăpadă scade brusc.
ÎN banda de mijloc teritoriul european Rusia cu înălțimea stratului de zăpadă
40-50 cm temperatura suprafeței solului de dedesubt este cu 6-7° mai mare decât
temperatura solului gol și cu 10° mai mare decât temperatura de pe
suprafața stratului de zăpadă în sine.
Înghețarea iernii a solului sub zăpadă atinge adâncimi de aproximativ 40 cm și fără
zăpada se poate extinde până la adâncimi de peste 100 cm.
Deci, acoperirea cu vegetație vara reduce temperatura de la suprafața solului și
stratul de zăpadă iarna, dimpotrivă, îl mărește.
Efectul combinat al acoperirii cu vegetație vara și iarnă cu zăpadă reduce
intervalul anual de temperatură pe suprafața solului; această scădere este
aproximativ 10° comparativ cu solul gol.

31. Distribuția căldurii adânc în sol

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

32. Distribuția căldurii adânc în sol

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

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

34. Fluctuațiile anuale de temperatură

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

35.

Timpul temperaturilor maxime și minime
atât în ​​ciclurile zilnice, cât și în cele anuale, întârzie cu adâncimea
proporţional cu acesta.
Acest lucru este de înțeles, deoarece este nevoie de timp pentru ca căldura să se răspândească
adâncime.
Extrema zilnică pentru fiecare 10 cm de adâncime decalează
2,5-3,5 ore.
Aceasta înseamnă că la o adâncime de, de exemplu, 50 cm maximul zilnic
observat după miezul nopţii.
Maximele și minimele anuale întârzie cu 20-30 de zile
fiecare metru de adâncime.
Astfel, în Kaliningrad la o adâncime de 5 m temperatura minimă este
observat nu în ianuarie, ca pe suprafața solului, ci în mai,
maxim - nu în iulie, ci în octombrie

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

37. Distribuția verticală a temperaturii în sol în diferite anotimpuri

Vara, temperatura scade de la suprafața solului până la adâncime.
Crește iarna.
Primavara mai intai creste si apoi scade.
Toamna mai întâi scade și apoi crește.
Modificările temperaturii solului cu adâncimea de-a lungul unei zile sau unui an pot fi reprezentate cu
folosind o diagramă izopletă.
Axa absciselor arată timpul în ore sau luni ale anului,
Ordonata este adâncimea în sol.
Fiecare punct din grafic corespunde unui anumit timp și unei anumite adâncimi. Pe
Graficul prezintă valorile medii ale temperaturii la diferite adâncimi la diferite ore sau
luni.
După ce au tras izolinii care leagă punctele cu temperaturi egale,
de exemplu, la fiecare grad sau la fiecare 2 grade, primim familia
termoizoplet.
Folosind acest grafic, puteți determina valoarea temperaturii pentru orice moment al zilei.
sau ziua anului și pentru orice adâncime din grafic.

38. Izoplete ale variației anuale a temperaturii în sol din Tbilisi

Izopletele variației anuale a temperaturii în sol în
Tbilisi

39. Variația zilnică și anuală a temperaturii pe suprafața rezervoarelor și în straturile superioare ale apei

Încălzirea și răcirea se răspândesc în corpurile de apă peste mai mult
strat mai gros decât în ​​sol, și în plus având mai mare
capacitate termică decât solul.
Datorită acestei schimbări de temperatură la suprafața apei
foarte mici.
Amplitudinea lor este de aproximativ zecimi de grad: aproximativ 0,1-
0,2° în latitudini temperate,
aproximativ 0,5° la tropice.
ÎN mărilor sudice Amplitudinea temperaturii zilnice a URSS este mai mare:
1-2°;
pe suprafața lacurilor mari din latitudini temperate există și mai multe:
2-5°.
Fluctuațiile zilnice ale temperaturii apei la suprafața oceanului
au maxim in jur de 15-16 ore si minim dupa 2-3 ore
după răsăritul soarelui.

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

atlantic

41. Variațiile zilnice și anuale ale temperaturii pe suprafața rezervoarelor și în straturile superioare ale apei

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

42. Variația zilnică a temperaturii aerului la suprafața pământului

Temperatura aerului se schimbă zilnic
urmărind temperatura suprafeței pământului.
Deoarece aerul este încălzit și răcit de
suprafața pământului, amplitudinea ciclului diurn
temperatura în cabina meteorologică este mai scăzută,
decât la suprafața solului, în medie aproximativ
cu o treime.

43. Variația zilnică a temperaturii aerului la suprafața pământului

O creștere a temperaturii aerului începe cu o creștere a
temperatura solului (15 minute mai târziu) dimineața,
după răsăritul soarelui. La ora 13-14 temperatura solului,
începe să scadă.
La 14-15 ore se egalizează cu temperatura aerului;
din acest moment, cu o scădere suplimentară a temperaturii
Temperatura solului începe să scadă, la fel și temperatura aerului.
Astfel, minimul în variația zilnică a temperaturii
aerul de lângă suprafața pământului are loc în timpul
la scurt timp după răsăritul soarelui,
si maxim 14-15 ore.

44. Variația zilnică a temperaturii aerului la suprafața pământului

Variația zilnică a temperaturii aerului este destul de corectă
apare numai în condiții de vreme senină stabilă.
Pare și mai firesc decât în ​​medie de la un mare
număr de observaţii: curbe diurne pe termen lung
temperaturi - curbe netede asemănătoare sinusoidelor.
Dar în zile individuale variația zilnică a temperaturii aerului poate
fi foarte greșit.
Acest lucru depinde de schimbările în acoperirea norilor, modificarea radiațiilor
condițiile de pe suprafața pământului, precum și din advecție, adică din
aflux de mase de aer cu o temperatură diferită.
Ca urmare a acestor motive, temperatura minimă se poate schimba
chiar și în timpul zilei și cel mult noaptea.
Variația zilnică a temperaturii poate dispărea cu totul sau curba
schimbările zilnice vor lua o formă complexă și neregulată.

45. Variația zilnică a temperaturii aerului la suprafața pământului

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

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

În climatologie, ciclul diurn este de obicei considerat
temperatura medie a aerului pe o perioadă lungă de timp.
Într-un astfel de ciclu zilnic mediu, modificări non-periodice
temperaturile scăzând mai mult sau mai puțin uniform peste tot
toate orele zilei se anulează reciproc.
Ca urmare, curba diurnă pe termen lung are
caracter simplu, apropiat de sinusoidal.
De exemplu, luați în considerare variația zilnică a temperaturii aerului în
Moscova în ianuarie și iulie, calculată pe termen lung
date.
Temperatura medie pe termen lung a fost calculată pentru fiecare oră
Zilele ianuarie sau iulie, iar apoi după media obţinută
curbele pe termen lung au fost construite pe baza valorilor orare
ciclu zilnic pentru ianuarie și iulie.

47. Variația zilnică a temperaturii aerului la Moscova în ianuarie și iulie. Cifrele arată temperaturile medii lunare în ianuarie și iulie.

48. Modificări zilnice ale amplitudinii temperaturii aerului

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

49. Influența naturii solului și a acoperirii solului

Cu cât intervalul de temperatură zilnic este mai mare
suprafața solului, cu atât amplitudinea zilnică este mai mare
temperatura aerului deasupra acestuia.
În stepe și deșerturi, amplitudinea medie zilnică
atinge 15-20°, uneori 30°.
Este mai mic peste acoperirea cu vegetație abundentă.
Amplitudinea zilnică este afectată și de apropierea apei
bazine: în zonele de coastă este mai joasă.

50. Influența reliefului

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

51. Influența mărilor și oceanelor

Amplitudini zilnice mici ale temperaturii suprafeței
mările au ca rezultat şi mici amplitudini zilnice
temperatura aerului deasupra mării.
Cu toate acestea, acestea din urmă sunt încă mai mari decât diurna
amplitudini pe suprafaţa mării însăşi.
Amplitudini zilnice la suprafața oceanului deschis
măsurată numai în zecimi de grad;
dar în stratul inferior de aer deasupra oceanului ajung la 1 -
1,5°),
și peste mările interioare și nu numai.
Amplitudinile temperaturii în aer sunt crescute deoarece
Ele sunt afectate de influența advecției maselor de aer.
Absorbția directă joacă, de asemenea, un rol.
radiaţia solară din straturile inferioare de aer în timpul zilei şi
radiațiile de la ele noaptea.

52. Modificarea amplitudinii temperaturii zilnice cu altitudinea

Fluctuațiile zilnice ale temperaturii în atmosferă se extind până la
un strat mai gros decât fluctuațiile zilnice din ocean.
La o altitudine de 300 m deasupra solului, amplitudinea variației zilnice a temperaturii
aproximativ 50% din amplitudinea la suprafața pământului, iar valorile extreme
temperaturile apar 1,5-2 ore mai târziu.
La o altitudine de 1 km, amplitudinea temperaturii zilnice pe uscat este de 1-2°,
la o altitudine de 2-5 km 0,5-1°, iar maxima zilnică se schimbă cu
seară.
Peste mare, amplitudinea temperaturii zilnice crește ușor odată cu
altitudinea în kilometrii inferiori, dar rămâne totuși mică.
Pot fi chiar detectate mici fluctuații zilnice de temperatură
în troposfera superioară și stratosfera inferioară.
Dar acolo sunt deja determinate de procesele de absorbție și radiație
radiații din aer și nu din influențele suprafeței pământului.

53. Influența terenului

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

54.

55. Radiația suprafeței pământului

Straturi superioare de sol și apă, înzăpezite
acoperirea și vegetația în sine emit
radiații cu undă lungă; acest pământesc
radiația este adesea numită intrinsecă
radiații de la suprafața pământului.

56. Radiația suprafeței pământului

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

57.

58. Radiația atmosferică

Atmosfera se încălzește, absorbind atât radiația solară
(deși într-o proporție relativ mică, aproximativ 15% din totalul său
suma venită pe Pământ) și propriile sale
radiații de la suprafața pământului.
În plus, primește căldură de la suprafața pământului
prin conductivitate termică, precum și prin evaporare și
condensarea ulterioară a vaporilor de apă.
Când este încălzită, atmosfera radiază singură.
La fel ca suprafața pământului, emite invizibil
radiații infraroșii în aproximativ același domeniu
lungimi de undă.

59. Contraradiația

Majoritatea (70%) radiațiilor atmosferice provin din
suprafața pământului, restul merge în lume
spaţiu.
Radiația atmosferică care ajunge la suprafața pământului se numește contraradiație
Contra pentru că este îndreptat spre
radiatia proprie a suprafetei terestre.
Suprafața pământului absoarbe această radiație care se apropie
aproape în întregime (90-99%). Așa este
pentru suprafața pământului o sursă importantă de căldură în
în plus față de radiația solară absorbită.

60. Contraradiația

Contraradiația crește odată cu creșterea tulburării,
deoarece norii înșiși radiază puternic.
Pentru stațiile plate de latitudini temperate media
intensitatea contraradiației (pentru fiecare
centimetru pătrat de suprafață orizontală a pământului
suprafețe într-un minut)
aproximativ 0,3-0,4 cal,
la statiile montane - circa 0,1-0,2 cal.
Aceasta este o scădere a contraradierii odată cu înălțimea
explicată prin scăderea conținutului de vapori de apă.
Cea mai mare contraradiație este la ecuator, unde
atmosfera este cea mai caldă și mai bogată în vapori de apă.
La ecuator 0,5-0,6 cal/cm2 min în medie,
În latitudini polare până la 0,3 cal/cm2 min.

61. Contraradiația

Principala substanță din atmosferă care absoarbe
radiația terestră și trimiterea de contraradiații
radiația este vapori de apă.
Absoarbe radiația infraroșie în mare măsură
interval spectral - de la 4,5 la 80 de microni, cu excepția
interval între 8,5 și 11 microni.
La conținutul mediu de vapori de apă în atmosferă
radiații cu lungimi de undă de la 5,5 la 7,0 microni și mai mult
aproape complet absorbit.
Doar în intervalul de 8,5-11 microni radiații terestre
trece prin atmosferă în spațiul cosmic.

62.

63.

64. Radiație eficientă

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

65. Radiație eficientă

Radiația eficientă este
pierderea netă de energie radiantă și
prin urmare, căldură de la suprafața pământului
timp de noapte

66. Radiație eficientă

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

67. Radiație eficientă

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

68. Radiație eficientă

Absorbția radiațiilor terestre și trimiterea de contraradiații
radiații la suprafața pământului, atmosferă
majoritatea reduce răcirea acestuia din urmă în
noaptea.
În timpul zilei, nu face nimic pentru a împiedica încălzirea pământului.
suprafețe prin radiația solară.
Aceasta este influența atmosferei asupra regimului termic al pământului
suprafata se numeste efect de sera
datorita analogiei externe cu actiunea ochelarilor
sere.

69. Radiație eficientă

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

70. Bilanțul de radiații al suprafeței pământului

Diferența dintre radiația absorbită și Bilanțul radiațiilor de pe suprafața pământului În prezența stratului de zăpadă, balanța radiațiilor
merge la valori pozitive doar la înălțime
soarele este de aproximativ 20-25°, deoarece cu un albedo mare de zăpadă
absorbția sa de radiație totală este mică.
În timpul zilei, balanța radiațiilor crește odată cu creșterea altitudinii
soare si scade odata cu scaderea lui.
Noaptea, când nu există radiație totală,
balanța negativă a radiațiilor este egală cu
radiații eficiente
și, prin urmare, se schimbă puțin în timpul nopții, cu excepția cazului în care
Condițiile norului rămân aceleași.

76. Bilanțul de radiații al suprafeței pământului

Medii la amiază
Bilanțul radiațiilor la Moscova:
vara cu cer senin - 0,51 kW/m2,
iarna cu cer senin – 0,03 kW/m2
vara in conditii medii
tulburare – 0,3 kW/m2,
iarna in conditii medii
tulburare – aproximativ 0 kW/m2.

77.

78.

79. Bilanțul de radiații al suprafeței pământului

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

80. Radiația în spațiul cosmic

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

81. Radiația în spațiul cosmic

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

82. Radiația în spațiul cosmic

Radiația cu undă lungă de la suprafața pământului și
atmosfera care scapă în spațiu se numește
radiații de ieșire.
Este vorba de 65 de unități, dacă luăm 100 de unități
afluxul radiației solare în atmosferă. Impreuna cu
solar cu unde scurte reflectat și împrăștiat
radiații care depășesc atmosfera în
cantitate de aproximativ 35 de unități (albedo planetar al Pământului),
această radiație de ieșire compensează afluxul de solar
radiații către Pământ.
Astfel, Pământul, împreună cu atmosfera, pierde
aceeași cantitate de radiație pe care o primește, adică
este într-o stare de radiație (radiativă)
echilibru.

83. Bilanțul radiațiilor

Qincoming = Q outgoing
Qincoming = I*Projectii*(1-A)
σ
1/4
T =
Q consum= Sground* *T4
T=
0
252 K

84. Constante fizice

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

Încălzire n n n suprafață Bilanțul termic al unei suprafețe determină temperatura, mărimea și modificarea acesteia. Când este încălzită, această suprafață transferă căldură (în intervalul undelor lungi) atât către straturile subiacente, cât și către atmosferă. Această suprafață se numește suprafață activă.

n n Răspândirea căldurii de la suprafața activă depinde de compoziția suprafeței subiacente și este determinată de capacitatea sa de căldură și de conductibilitatea termică. Pe suprafața continentelor substratul de bază este solul, în oceane (mare) este apa.

n Solurile au în general o capacitate termică mai mică decât apa și o conductivitate termică mai mare. Prin urmare, solurile se încălzesc mai repede decât apa, dar și se răcesc mai repede. n Apa se încălzește mai lent și eliberează căldură mai lent. În plus, atunci când straturile de suprafață de apă se răcesc, are loc convecția termică, însoțită de amestecare.

n n n n Temperatura este măsurată de termometre în grade: În sistemul SI - în grade Kelvin ºK Non-sistem: În grade Celsius ºC și grade Fahrenheit ºF. 0 ºK = - 273 ºC. 0 °F = -17,8 °C 0 °C = 32 °F

ºC = 0,56 * F – 17,8 ºF = 1,8 * C + 32

Fluctuațiile zilnice de temperatură în sol n n n Se alocă timp transferului de căldură de la strat la strat, iar momentele de temperaturi maxime și minime din timpul zilei sunt întârziate cu aproximativ 3 ore la fiecare 10 cm. Amplitudinea fluctuațiilor zilnice de temperatură cu adâncimea scade de 2 ori la fiecare 15 cm. La o adâncime de aproximativ 1 m, în medie, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „dispar”. Stratul în care se opresc fluctuațiile temperaturii zilnice se numește strat de temperatură zilnică constantă.

n n Amplitudinea fluctuațiilor zilnice de temperatură cu adâncimea scade de 2 ori la fiecare 15 cm. La o adâncime de aproximativ 1 m, în medie, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „dispar”. Stratul în care se opresc fluctuațiile temperaturii zilnice se numește strat de temperatură zilnică constantă.

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

Fluctuațiile anuale ale temperaturii în sol n n La latitudinile mijlocii, stratul de temperatură anuală constantă este situat la o adâncime de 19 -20 m, la latitudini mari - la adâncimea de 25 m, și la latitudini tropicale, unde amplitudinile anuale ale temperaturii sunt mici - la o adâncime de 5 -10 m Momente de debut în Pe parcursul unui an, temperaturile maxime și minime sunt în medie cu 20-30 de zile pe metru.

Variația anuală a temperaturii solului la diferite adâncimi de la 3 la 753 cm în Kaliningrad

Variația zilnică a temperaturii suprafeței terestre n n n În variația zilnică a temperaturii suprafeței, uscată și lipsită de vegetație, într-o zi senină maximul are loc după 13-14 ore, iar minimul are loc în jurul momentului răsăritului. Înnorirea poate perturba modelul zilnic de temperatură, provocând o schimbare a maximului și minimului. Umiditatea de suprafață și vegetația au o mare influență asupra cursului temperaturii.

n n Temperaturile maxime de suprafață în timpul zilei pot fi de +80 ºС sau mai mult. Intervalele zilnice de temperatură ajung la 40 ° C. Cantitati valori extreme iar amplitudinile temperaturii depind de latitudinea locului, perioada anului, nebulozitatea, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea, rugozitatea acesteia, natura stratului de vegetație și orientarea versanților (expunerea).

n Momentele de maximă de temperatură în corpurile de apă sunt întârziate în raport cu terenul. Maximul are loc în jurul orei 1415, cel minim apare la 2-3 ore după răsăritul soarelui.

Fluctuațiile zilnice ale temperaturii în apa de mare n n Fluctuațiile zilnice de temperatură pe suprafața Oceanului la latitudini înalte sunt în medie de numai 0,1 ºС, la latitudini moderate 0,4 ºС, la latitudini tropicale - 0,5 ºС. Adâncimea de penetrare a acestor vibrații este de 15 -20 m.

Modificări anuale ale temperaturii solului n n Cea mai caldă lună din emisfera nordică este iulie, cea mai rece este ianuarie. Amplitudinile anuale variază de la 5 ºС la ecuator până la 60 -65 ºС în condițiile puternic continentale ale zonei temperate.

Variația anuală a temperaturii în ocean n n Temperatura maximă și minimă anuală de la suprafața Oceanului întârzie cu aproximativ o lună față de uscat. Maximul în emisfera nordică are loc în august, minimul în februarie. Amplitudinile anuale ale temperaturii pe suprafața oceanului variază de la 1 ºС la latitudinile ecuatoriale până la 10,2 ºС la latitudinile temperate. Fluctuațiile anuale de temperatură pătrund la o adâncime de 200 -300 m.

Transferul de căldură în atmosferă n n n Aerul atmosferic este ușor încălzit direct de razele soarelui. Atmosfera este încălzită de suprafața subiacentă. Căldura este transferată în atmosferă prin convecție, advecție și ca urmare a degajării de căldură în timpul condensării vaporilor de apă.

Transferul de căldură în timpul condensului n n Datorită încălzirii suprafeței, apa se transformă în vapori de apă. Vaporii de apă sunt transportați în sus de aerul care se ridică. Când temperatura scade, se poate transforma în apă (condens). Aceasta eliberează căldură în atmosferă.

Proces adiabatic n n n În aerul în creștere, temperatura se modifică datorită procesului adiabatic (datorită conversiei energiei interne a gazului în lucru și a muncii în energie internă). Aerul care se ridică se extinde, produce muncă, care consumă energie internă, iar temperatura acestuia scade. Aerul care coboară, dimpotrivă, este comprimat, energia cheltuită pentru aceasta este eliberată, iar temperatura aerului crește.

n n Aerul care este uscat sau care conține vapori de apă, dar care nu este saturat cu ei, la creștere, se răcește adiabatic cu 1 ºС la fiecare 100 m Aerul saturat cu vapori de apă, când se ridică cu 100 m, se răcește cu 0,6 ºС, deoarece se produce condens. este însoțită de degajare de căldură.

La coborâre, atât aerul uscat, cât și cel umed se încălzesc în mod egal, deoarece nu are loc condensul de umezeală. n La fiecare 100 m de coborâre, aerul se încălzește cu 1ºC. n

Inversiunea n n n O creștere a temperaturii cu înălțimea se numește inversiune, iar un strat în care temperatura crește cu înălțimea se numește strat de inversare. Tipuri de inversare: - inversiune radiativă - inversiune de radiație, formată după apusul soarelui, când razele solare încălzesc straturile superioare; - Inversiunea advectivă - formată ca urmare a invaziei (advecției) aerului cald pe o suprafață rece; - Inversie orografică - aerul rece curge în depresiuni și stagnează acolo.

Tipuri de distribuție a temperaturii cu înălțimea a - inversarea suprafeței, b - izotermia suprafeței, c - inversarea în atmosferă liberă

Advecția n n Invazia (advecția) a unei mase de aer formată în alte condiții într-un teritoriu dat. Masele de aer cald determină o creștere a temperaturii aerului într-o zonă dată, în timp ce masele de aer rece provoacă o scădere.

Variația zilnică a temperaturii atmosferei libere n n n Variația zilnică și anuală a temperaturii în stratul inferior al troposferei până la o altitudine de 2 km reflectă variația temperaturii suprafeței. Odată cu distanța față de suprafață, amplitudinile fluctuațiilor de temperatură scad, iar momentele de maxim și minim sunt întârziate. Fluctuațiile zilnice ale temperaturii aerului în timpul iernii sunt vizibile până la o înălțime de 0,5 km, vara - până la 2 km. Intr-un strat de 2 m grosime maxima zilnica se gaseste in jur de 14-15 ore si minima dupa rasaritul soarelui. Amplitudinea amplitudinii temperaturii zilnice scade odata cu cresterea latitudinii. Cel mai mare în latitudinile subtropicale, cel mai mic în latitudinile polare.

n n n Liniile de temperaturi egale se numesc izoterme. Izotermă cu cele mai multe valori mari Temperatura medie anuală este numită „Ecuatorul termic.” Ecuatorul termic trece la 5°C. w.

Variația anuală a temperaturii aerului n n n Depinde de latitudinea locului. De la ecuator la poli, amplitudinea anuală a fluctuațiilor de temperatură a aerului crește. Există 4 tipuri de variații anuale de temperatură în funcție de amplitudinea și timpul de apariție a temperaturilor extreme.

n n Tipul ecuatorial - două maxime (după echinocţiu) şi două minime (după solstiţiu). Amplitudinea pe Ocean este de aproximativ 1 ºС, pe uscat - până la 10 ºС. Temperatura este pozitivă tot timpul anului. Tip tropical - unul maxim (după solstițiul de vară) și unul minim (după solstițiul de iarnă). Amplitudinea peste Ocean este de aproximativ 5 ºС, pe uscat - până la 20 ºС. Temperatura este pozitivă tot timpul anului.

n n Tip moderat - un maxim (peste uscat în iulie, peste Ocean - în august) și unul minim (pe uscat în ianuarie, în ocean - în februarie), patru anotimpuri. Amplitudinea temperaturii anuale crește odată cu latitudinea și cu distanța față de ocean: pe coastă 10 ºС, departe de ocean - 60 ºС și mai mult. Temperatura în sezonul rece este negativă. Tipul polar - iernile sunt foarte lungi si reci, verile sunt scurte si racoroase. Amplitudinea anuală este de 25 ºС sau mai mult (pe pământ până la 65 ºС). Temperaturile sunt negative în cea mai mare parte a anului.

n Factorii de complicare pentru variația anuală a temperaturii, precum și pentru variația diurnă, sunt natura suprafeței subiacente (vegetație, acoperire cu zăpadă sau gheață), altitudinea terenului, distanța față de ocean, pătrunderea maselor de aer cu regimuri termice diferite.

n n n Temperatura medie a aerului la suprafața pământului în emisfera nordică în ianuarie este de +8 ºС, în iulie +22 ºС; în sud - în iulie +10 ºС, în ianuarie +17 ºС. Amplitudinile anuale ale fluctuațiilor temperaturii aerului sunt de 14 ºС pentru emisfera nordică și de numai 7 ºС pentru emisfera sudică, ceea ce indică faptul că emisfera sudică este mai puțin continentală. Temperatura medie anuală a aerului la suprafața pământului în ansamblu este de +14 ºС.

Deținătorii recordului mondial n n n Au fost observate temperaturi maxime absolute ale aerului: în emisfera nordică - în Africa (Libia, +58,1 ºС) și în Highlands mexican (Saint Louis, +58 ºС). în emisfera sudică - în Australia (+51ºС), s-au observat minime absolute în Antarctica (-88,3ºС, stația Vostok) și în Siberia (Verkhoyansk, -68ºС, Oymyakon, -77,8ºС). Medie temperatura anuala cea mai mare din Africa de Nord (Lu, Somalia, +31 ºС), cea mai scăzută din Antarctica (stația Vostok, -55, 6 ºС).

Zone termice n n n Acestea sunt zone latitudinale ale Pământului cu anumite temperaturi. Datorită distribuției inegale a pământului și oceanelor, a curenților de aer și apă, zonele termice nu coincid cu zonele luminoase. Izotermele - linii de temperaturi egale - sunt luate drept limite ale benzilor.

Zone termice n n Există 7 zone termice. -zonă fierbinte, situată între izoterma anuală +20 ºС a emisferelor nordice și sudice; - doi zonele temperate, limitată pe partea ecuatorului de izoterma anuală de +20 ºС, iar pe partea polului de izoterma +10 ºС a lunii celei mai calde; - două zone reci situate între izotermele +10 ºС și 0 ºС ale celei mai calde luni;

Echilibrul termic determină temperatura, magnitudinea și modificarea acesteia pe suprafața care este încălzită direct de razele solare. Când este încălzită, această suprafață transferă căldură (în intervalul undelor lungi) atât către straturile subiacente, cât și către atmosferă. Suprafața în sine se numește suprafata activa.

Valoarea maximă a tuturor elementelor bilanţului termic este observată în jurul prânzului. Excepție este schimbul maxim de căldură în sol, care are loc dimineața. Amplitudinile maxime ale variației zilnice a componentelor bilanțului termic se observă vara, minime iarna.

In variatia diurna a temperaturii suprafetei, uscata si lipsita de vegetatie, intr-o zi senina maximul apare dupa 14 ore, iar minimul este în jurul orei răsăritului. Înnorarea poate perturba modelul zilnic de temperatură, provocând o schimbare a maximului și minimului. Umiditatea de suprafață și vegetația au o mare influență asupra cursului temperaturii.

Temperaturile maxime de suprafață în timpul zilei pot fi de +80 o C sau mai mult. Fluctuațiile zilnice ajung la 40 de grade. Mărimea valorilor extreme și a amplitudinilor de temperatură depind de latitudinea locului, perioada anului, înnorarea, proprietățile termice ale suprafeței, culoarea, rugozitatea acesteia, natura stratului de vegetație și orientarea pantei (expunerea).

Răspândirea căldurii de pe suprafața activă depinde de compoziția substratului de bază și va fi determinată de capacitatea sa de căldură și de conductibilitatea termică. Pe suprafața continentelor substratul de bază este solul, în oceane (mare) este apa.

Solurile au, în general, o capacitate termică mai mică decât apa și o conductivitate termică mai mare. Prin urmare, se încălzesc și se răcesc mai repede decât apa.

Este nevoie de timp pentru a transfera căldura de la strat la strat, iar momentele de apariție a valorilor maxime și minime de temperatură în timpul zilei sunt întârziate cu aproximativ 3 ore la fiecare 10 cm. Cu cât stratul este mai adânc, cu atât primește mai puțină căldură și cu atât fluctuațiile de temperatură în el sunt mai slabe. Amplitudinea fluctuațiilor zilnice de temperatură cu adâncimea scade de 2 ori la fiecare 15 cm. La o adâncime de aproximativ 1 m, în medie, fluctuațiile zilnice ale temperaturii solului „dispar”. Stratul în care se opresc se numește strat de temperatură zilnică constantă.

Cu cât perioada de fluctuații de temperatură este mai lungă, cu atât acestea se răspândesc mai adânc. Deci, la latitudini medii, stratul de temperatură anuală constantă este situat la o adâncime de 19-20 m, la latitudini mari - la o adâncime de 25 m, iar la latitudini tropicale, unde amplitudinile temperaturii anuale sunt mici - la o adâncime de 5- 10 m Momentele de apariție a temperaturilor maxime și minime de-a lungul anilor sunt întârziate în medie cu 20-30 de zile pe metru.

Temperatura din stratul de temperatură anuală constantă este apropiată de temperatura medie anuală a aerului deasupra suprafeței.

Apa se încălzește mai lent și eliberează căldură mai lent. În plus, razele soarelui pot pătrunde la adâncimi mari, încălzind direct straturile mai adânci. Transferul de căldură în adâncime are loc nu atât datorită conductivității termice moleculare, cât într-o măsură mai mare datorită amestecării apelor prin turbulențe sau curenți. Când straturile de suprafață de apă se răcesc, are loc convecția termică, însoțită și de amestecare.

Fluctuațiile zilnice ale temperaturii de la suprafața oceanului la latitudini înalte sunt în medie de numai 0,1ºС, la latitudini moderate - 0,4ºС, la latitudini tropicale - 0,5ºС Adâncimea de penetrare a acestor fluctuații este de 15-20 m.

Amplitudinile anuale ale temperaturii de pe suprafața oceanului variază de la 1ºС la latitudinile ecuatoriale până la 10,2ºС la latitudinile temperate. Fluctuațiile anuale de temperatură pătrund la o adâncime de 200-300 m.

Momentele de maximă de temperatură în corpurile de apă sunt întârziate față de teren. Maximul are loc în jur 15-16 ore, minim – in 2-3 ore după răsărit. Temperatura maximă anuală la suprafața oceanului în emisfera nordică are loc în august, iar cea minimă în februarie.

Întrebarea 7 (atmosfera) -- temperatura aerului se modifică odată cu altitudinea. Atmosfera este formată dintr-un amestec de gaze numit aer, în care sunt suspendate particule lichide și solide. Masa totală a acestuia din urmă este nesemnificativă în comparație cu întreaga masă a atmosferei. Aerul atmosferic de lângă suprafața pământului este de obicei umed. Aceasta înseamnă că compoziția sa, împreună cu alte gaze, include vapori de apă, adică. apă în stare gazoasă. Conținutul de vapori de apă din aer variază în limite semnificative, spre deosebire de altele componente aer: lângă suprafața pământului fluctuează între sutimi de procent și câteva procente. Acest lucru se explică prin faptul că, în condițiile existente în atmosferă, vaporii de apă se pot transforma în stare lichidă și solidă și, dimpotrivă, pot intra din nou în atmosferă datorită evaporării de pe suprafața pământului. Aerul, ca orice corp, are întotdeauna o temperatură diferită de zero absolut. Temperatura aerului în fiecare punct al atmosferei este în continuă schimbare; în diferite locuri de pe Pământ în același timp este și diferit. La suprafața pământului, temperatura aerului variază într-un interval destul de larg: valorile sale extreme observate până acum sunt ușor sub +60° (în deșerturile tropicale) și aproximativ -90° (pe continentul Antarctic). Odată cu înălțimea, temperatura aerului se modifică în diferite straturi și în diferite cazuri în moduri diferite. În medie, mai întâi scade la o înălțime de 10-15 km, apoi crește la 50-60 km, apoi cade din nou etc. . - GRADIENT DE TEMPERATURĂ VERTICAL sin. GRADIENT DE TEMPERATURĂ VERTICAL - gradient de temperatură vertical - modificarea temperaturii odată cu creșterea altitudinii deasupra nivelului mării, luată pe unitate de distanță. Se consideră pozitiv dacă temperatura scade odată cu altitudinea. În cazul opus, de exemplu, în stratosferă, temperatura crește pe măsură ce crește și apoi se formează un gradient vertical invers (inversare), căruia i se atribuie un semn minus. În troposferă, temperatura este în medie de 0,65o/100 m, dar în unele cazuri poate depăși 1o/100 m sau poate lua valori negativeîn timpul inversiilor de temperatură. În stratul de pământ pe uscat în sezonul cald poate fi de zeci de ori mai mare. - Proces adiabatic- Procesul adiabatic (procesul adiabatic) este un proces termodinamic care are loc într-un sistem fără schimb de căldură cu mediul (), adică într-un sistem izolat adiabatic, a cărui stare nu poate fi modificată decât prin modificarea parametrilor externi. Conceptul de izolare adiabatică este o idealizare a învelișurilor termoizolante sau Dewars (cochilii adiabatice). O modificare a temperaturii corpurilor externe nu afectează un sistem izolat adiabatic, iar energia lor U se poate modifica doar datorită muncii efectuate de sistem (sau asupra acestuia). Conform primei legi a termodinamicii, într-un proces adiabatic reversibil pentru un sistem omogen, unde V este volumul sistemului, p este presiunea, iar în cazul general, unde aj sunt parametri externi, Aj sunt forțe termodinamice. Conform celei de-a doua lege a termodinamicii, cu un proces adiabatic reversibil entropia este constantă, iar cu unul ireversibil crește. Procesele foarte rapide în care schimbul de căldură cu mediul nu are timp să aibă loc, de exemplu, în timpul propagării sunetului, pot fi considerate proces adiabatic. Entropia fiecărui element mic al fluidului atunci când se mișcă cu viteza v rămâne constantă, prin urmare derivata totală a entropiei s pe unitatea de masă este egală cu zero (condiția de adiabaticitate). Un exemplu simplu Procesul adiabatic este comprimarea (sau expansiunea) gazului într-un cilindru termoizolat cu piston termoizolat: la compresie temperatura crește, cu dilatarea scade. Un alt exemplu de proces adiabatic este demagnetizarea adiabatică, care este utilizată în metoda de răcire magnetică. Un proces adiabatic reversibil, numit și isentropic, este reprezentat pe diagrama de fază printr-un adiabatic (isentrop). -Aerul ascendent, care intră într-un mediu rarefiat, se extinde și se răcește, în timp ce aerul coborât, dimpotrivă, se încălzește din cauza compresiei. O astfel de modificare a temperaturii datorată energiei interne, fără aflux și pierdere de căldură, se numește adiabatică. Modificările de temperatură adiabatice apar în funcţie de adiabatic uscat și adiabatic umed legi În consecință, se disting și gradienții verticali ai schimbărilor de temperatură cu înălțimea. Un gradient adiabatic uscat este o modificare a temperaturii aerului uscat sau umed nesaturat cu 1 ° C la fiecare 100 de metri de creștere sau scădere, iar un gradient adiabatic umed este o scădere a temperaturii aerului umed saturat cu mai puțin de 1 ° C pentru fiecare 100 de metri de înălțime.

- Inversiuneaîn meteorologie înseamnă caracterul anormal al modificărilor oricărui parametru din atmosferă odată cu creșterea altitudinii. Cel mai adesea, aceasta se referă la inversarea temperaturii, adică o creștere a temperaturii cu înălțimea într-un anumit strat al atmosferei în loc de scăderea obișnuită (vezi atmosfera Pământului).

Există două tipuri de inversare:

1. inversiuni ale temperaturii suprafeței începând direct de la suprafața pământului (grosimea stratului de inversare este de zeci de metri)

2. inversarea temperaturii în atmosfera liberă (grosimea stratului de inversare ajunge la sute de metri)

Inversarea temperaturii previne mișcările verticale ale aerului și contribuie la formarea de ceață, ceață, smog, nori și miraje. Inversiunea depinde foarte mult de caracteristicile terenului local. Creșterea temperaturii în stratul de inversare variază de la zecimi de grad la 15-20 °C sau mai mult. Inversările temperaturii de suprafață au cea mai mare putere în Siberia de Est iar în Antarctica iarna.

Bilet.

Variația zilnică a temperaturii aerului - modificarea temperaturii aerului în timpul zilei. Variația zilnică a temperaturii aerului reflectă în general variația temperaturii suprafeței terestre, dar momentele declanșării maximelor și minimelor sunt oarecum întârziate, maxima se observă la ora 14:00, minima după răsărit. Fluctuațiile zilnice ale temperaturii aerului în timpul iernii sunt vizibile până la o înălțime de 0,5 km, vara până la 2 km.

Amplitudinea zilnică a temperaturii aerului - diferența dintre temperaturile maxime și minime ale aerului în timpul zilei. Amplitudinea zilnică a temperaturii aerului este cea mai mare în deșerturile tropicale - până la 40 0, în latitudinile ecuatoriale și temperate scade. Amplitudinea zilnică este mai mică iarna și pe vreme înnorată. Deasupra suprafeței apei este mult mai puțin decât deasupra pământului; acoperirea cu vegetație este mai mică decât peste suprafețele goale.

Variația anuală a temperaturii aerului este determinată în primul rând de latitudinea locului. Variația anuală a temperaturii aerului - modificarea temperaturii medii lunare pe parcursul anului. Amplitudinea anuală a temperaturii aerului - diferența dintre temperaturile medii lunare maxime și minime. Există patru tipuri de variații anuale de temperatură; fiecare tip are două subtipuri - maritime si continentale, caracterizate prin diferite amplitudini anuale de temperatură. ÎN ecuatorialÎn tipul de variație anuală a temperaturii se observă două maxime mici și două minime mici. Maximele apar după echinocții, când soarele se află la zenit deasupra ecuatorului. La subtipul marin, amplitudinea anuală a temperaturii aerului este de 1-2 0, la subtipul continental 4-6 0. Temperatura este pozitivă tot timpul anului. ÎN tropical După tipul de variație anuală a temperaturii, există un maxim după solstițiul de vară și unul minim după solstițiul de iarnă în emisfera nordică. În subtipul marin, amplitudinea temperaturii anuale este de 5 0, în subtipul continental este de 10-20 0. ÎN moderat tip de variație anuală de temperatură, există și un maxim după solstițiul de vară și unul minim după solstițiul de iarnă în emisfera nordică, iar temperaturile sunt negative; Peste ocean amplitudinea este de 10-15 0, pe uscat crește odată cu distanța de ocean: pe coastă - 10 0, în centrul continentului - până la 60 0. ÎN polarÎn tipul de variație anuală a temperaturii, există un maxim după solstițiul de vară și unul minim după solstițiul de iarnă în emisfera nordică temperatura este negativă în cea mai mare parte a anului; Amplitudinea anuală pe mare este de 20-30 0, pe uscat - 60 0. Tipurile identificate reflectă variația zonală a temperaturii datorită influxului de radiație solară. Pentru variația anuală de temperatură mare influență determină deplasarea maselor de aer.

Bilet.

Izoterme-linii care leagă punctele de pe hartă cu aceleași temperaturi.

Vara, continentele sunt mai calde, iar izotermele de pe uscat se îndoaie spre poli.

Pe hartă temperaturile de iarnă(Decembrie în emisfera nordică și iulie în emisfera sudică), izotermele se abat semnificativ de la paralele. Peste oceane, izotermele se deplasează departe la latitudini mari, formând „limbi de căldură”; Pe uscat, izotermele deviază spre ecuator.

Temperatura medie anuală a emisferei nordice este de +15,2 0 C, iar emisfera sudică este de +13,2 0 C. Temperatura minimă în emisfera nordică a atins -77 0 C (Oymyakon) și -68 0 C (Verkhoyansk). ÎN Emisfera sudică temperaturile minime sunt mult mai scăzute; la stațiile Sovetskaya și Vostok s-a înregistrat o temperatură de -89,2 0 C Temperatura minimă pe vreme senină în Antarctica poate scădea la -93 0 C. Cel mai mult temperaturi ridicate observate in deserturi zona tropicala, în Tripoli +58 0 C; în California, în Valea Morții, temperatura a fost de +56,7 0.

Hărțile cu anomalii oferă o idee despre cât de mult influențează continentele și oceanele distribuția temperaturilor. Izanomaly- linii care leagă puncte cu aceleași anomalii de temperatură. Anomaliile sunt abateri ale temperaturilor reale de la temperaturile medii de latitudine. Anomaliile pot fi pozitive sau negative. Cele pozitive sunt observate vara pe continentele încălzite

Tropicele și cercurile polare nu pot fi considerate limite valide zone termice (sistem de clasificare a climei după temperatura aerului), deoarece distribuția temperaturii este influențată de o serie de alți factori: distribuția pământului și a apei, curenții. Izotermele sunt luate ca limite ale zonelor termice. Curea fierbinte Este situat între izotermele anuale de 20 0 C și conturează o fâșie de palmieri sălbatici. Limitele zonei temperate sunt trasate de-a lungul izotermei 10 0 din luna cea mai caldă. În emisfera nordică, granița coincide cu distribuția pădurii-tundra. Limita centurii reci urmează izoterma 0 0 din luna cea mai caldă. Centurile de îngheț sunt amplasate în jurul stâlpilor.