ระบบการระบายความร้อนของพื้นผิวด้านล่าง ระบอบความร้อนของพื้นผิวโลก เครื่องมือสำหรับวัดอุณหภูมิของชั้นแอคทีฟ

บ้าน

ระบบการระบายความร้อนของพื้นผิวและบรรยากาศที่อยู่ด้านล่าง พื้นผิวที่ได้รับความร้อนโดยตรงจากรังสีดวงอาทิตย์และปล่อยความร้อนไปยังชั้นด้านล่างและอากาศเรียกว่าคล่องแคล่ว.

อุณหภูมิของพื้นผิวที่ใช้งาน ค่าและการเปลี่ยนแปลง (การเปลี่ยนแปลงรายวันและรายปี) จะถูกกำหนดโดยสมดุลความร้อน

ค่าสูงสุดของส่วนประกอบเกือบทั้งหมดของสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ประมาณเที่ยงวัน ข้อยกเว้นคือการแลกเปลี่ยนความร้อนสูงสุดในดินซึ่งเกิดขึ้นในตอนเช้า แอมพลิจูดสูงสุดของการเปลี่ยนแปลงรายวันของส่วนประกอบสมดุลความร้อนจะถูกบันทึกไว้ในนั้นเวลาฤดูร้อน

น้อยที่สุด - ในฤดูหนาว การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิพื้นผิวในแต่ละวัน แห้งและไม่มีพืชพรรณ ในวันที่อากาศแจ่มใส อุณหภูมิสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังจากผ่านไป 13 ชั่วโมง และอุณหภูมิต่ำสุดจะเกิดขึ้นในช่วงเวลาพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัวรบกวนอุณหภูมิพื้นผิวที่ถูกต้อง และทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในช่วงเวลาสูงสุดและต่ำสุด อุณหภูมิพื้นผิวได้รับอิทธิพลอย่างมากจากความชื้นและพืชพรรณที่ปกคลุม อุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดในเวลากลางวันสามารถ +80°C หรือมากกว่า ความผันผวนรายวันสูงถึง 40° ขนาดของมันขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่, ช่วงเวลาของปี, ความขุ่นมัว, คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว, สี, ความขรุขระ, พืชพรรณปกคลุมตลอดจนการสัมผัสของเนินเขา

การถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่งต้องใช้เวลา และช่วงเวลาที่อุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดเริ่มเกิดขึ้นในระหว่างวันจะล่าช้าประมาณ 3 ชั่วโมงทุกๆ 10 ซม. หากอุณหภูมิสูงสุดบนพื้นผิวอยู่ที่ประมาณ 13 นาฬิกา ที่ความลึก 10 ซม. อุณหภูมิสูงสุดจะเกิดขึ้นที่ประมาณ 16 นาฬิกา และที่ความลึก 20 ซม. - ประมาณ 19 นาฬิกา เป็นต้น เมื่อ ชั้นที่อยู่ด้านล่างจะถูกให้ความร้อนตามลำดับจากชั้นที่อยู่ด้านบน แต่ละชั้นจะดูดซับความร้อนจำนวนหนึ่ง ยิ่งชั้นลึกก็ยิ่งได้รับความร้อนน้อยลงและความผันผวนของอุณหภูมิภายในก็จะน้อยลง ความกว้างของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันที่มีความลึกลดลง 2 เท่าทุกๆ 15 ซม. ซึ่งหมายความว่า หากแอมพลิจูดบนพื้นผิวเป็น 16° ดังนั้น ที่ความลึก 15 ซม. จะเป็น 8° และที่ความลึก 30 ซม. จะเป็น 4°

ที่ระดับความลึกโดยเฉลี่ยประมาณ 1 เมตร ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ “หายไป” เลเยอร์ที่การสั่นเหล่านี้หยุดจริงเรียกว่าเลเยอร์ อุณหภูมิรายวันคงที่

ยิ่งช่วงอุณหภูมิผันผวนนานขึ้น ก็ยิ่งกระจายตัวลึกมากขึ้นเท่านั้น ในละติจูดกลาง ชั้นอุณหภูมิคงที่ต่อปีจะอยู่ที่ระดับความลึก 19-20 ม. ในละติจูดสูงที่ระดับความลึก 25 ม. ในละติจูดเขตร้อน แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายปีจะมีน้อย และชั้นของแอมพลิจูดคงที่ต่อปีจะอยู่ที่ ความลึกเพียง 5-10 ม. ช่วงเวลาของการโจมตีของอุณหภูมิสูงสุดในระหว่างปีและอุณหภูมิต่ำสุดจะล่าช้าโดยเฉลี่ย 20-30 วันต่อเมตร ดังนั้น หากสังเกตอุณหภูมิต่ำสุดบนพื้นผิวในเดือนมกราคม ที่ระดับความลึก 2 เมตร อุณหภูมิจะเกิดขึ้นในช่วงต้นเดือนมีนาคม การสังเกตพบว่าอุณหภูมิในชั้นอุณหภูมิคงที่ต่อปีนั้นใกล้เคียงกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีเหนือพื้นผิว

น้ำซึ่งมีความจุความร้อนสูงกว่าและมีค่าการนำความร้อนต่ำกว่าพื้นดิน จะร้อนช้ากว่าและปล่อยความร้อนได้ช้ากว่า รังสีดวงอาทิตย์บางส่วนที่ตกลงบนผิวน้ำถูกดูดซับโดยชั้นบนสุด และบางส่วนก็ทะลุผ่านได้ลึกมาก ทำให้บางชั้นได้รับความร้อนโดยตรง

การเคลื่อนตัวของน้ำทำให้สามารถถ่ายเทความร้อนได้ เนื่องจากการผสมแบบปั่นป่วน การถ่ายเทความร้อนลงสู่ความลึกจึงเกิดขึ้นเร็วกว่าการนำความร้อน 1,000 - 10,000 เท่า เมื่อชั้นผิวของน้ำเย็นลง การพาความร้อนจะเกิดขึ้นพร้อมกับการผสม ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันบนพื้นผิวมหาสมุทรในละติจูดสูงโดยเฉลี่ยอยู่ที่ 0.1° ในละติจูดพอสมควร - 0.4° ในละติจูดเขตร้อน - 0.5° ความลึกของการเจาะของการสั่นสะเทือนเหล่านี้คือ 15-20m แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรมีตั้งแต่ 1° ในละติจูดเส้นศูนย์สูตร ถึง 10.2° ในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีทะลุความลึก 200-300 ม. ช่วงเวลาของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำจะล่าช้าเมื่อเทียบกับพื้นดิน สูงสุดจะเกิดขึ้นประมาณ 15-16 ชั่วโมง ขั้นต่ำคือ 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น

ระบอบความร้อนของชั้นล่างของบรรยากาศ

อากาศส่วนใหญ่ไม่ได้รับความร้อนจากรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง แต่โดยการถ่ายเทความร้อนไปยังพื้นผิวด้านล่าง (กระบวนการของการแผ่รังสีและการนำความร้อน) บทบาทที่สำคัญที่สุดความปั่นป่วนมีบทบาทในการถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวไปยังชั้นโทรโพสเฟียร์ที่อยู่ด้านบน การแลกเปลี่ยนความร้อนและการถ่ายเทความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ เรียกว่าการเคลื่อนที่แบบสุ่มของอนุภาคอากาศที่เกิดจากการให้ความร้อนแก่พื้นผิวด้านล่างที่ได้รับความร้อนไม่สม่ำเสมอ ความวุ่นวายทางความร้อนหรือ การพาความร้อน

หากแทนที่จะเป็นกระแสน้ำวนที่เคลื่อนที่อย่างวุ่นวายเล็กๆ การเคลื่อนที่ของอากาศจากน้อยไปมากที่มีกำลังสูง (ความร้อน) และจากลงที่มีกำลังน้อยกว่าเริ่มมีอิทธิพลเหนือกว่า การพาความร้อนจะถูกเรียกว่า สั่งอากาศที่ร้อนที่พื้นผิวจะพุ่งขึ้นด้านบนและถ่ายเทความร้อน การพาความร้อนสามารถเกิดขึ้นได้ตราบเท่าที่อากาศมีอุณหภูมิสูงกว่าอุณหภูมิของสภาพแวดล้อมที่อากาศสูงขึ้น (สภาวะของบรรยากาศไม่เสถียร) หากอุณหภูมิของอากาศที่เพิ่มขึ้นเท่ากับอุณหภูมิโดยรอบ การเพิ่มขึ้นจะหยุดลง (สภาวะที่ไม่แยแสของบรรยากาศ) หากอากาศเย็นกว่าสภาพแวดล้อมก็จะเริ่มลดระดับลง (สภาวะบรรยากาศคงที่)

ด้วยการเคลื่อนที่อย่างปั่นป่วนของอากาศ อนุภาคของมันมากขึ้นเรื่อยๆ เมื่อสัมผัสกับพื้นผิว จะได้รับความร้อน และเมื่อเพิ่มขึ้นและผสมกัน มอบให้กับอนุภาคอื่น ปริมาณความร้อนที่อากาศได้รับจากพื้นผิวผ่านความปั่นป่วนคือ ปริมาณมากขึ้นความร้อนที่ได้รับจากการแผ่รังสีคือ 400 เท่าและเป็นผลมาจากการส่งผ่านโดยการนำความร้อนระดับโมเลกุล - เกือบ 500,000 เท่า ความร้อนจะถูกถ่ายเทจากพื้นผิวสู่ชั้นบรรยากาศพร้อมกับความชื้นที่ระเหยออกไป จากนั้นจึงปล่อยออกมาผ่านกระบวนการควบแน่น ไอน้ำแต่ละกรัมประกอบด้วยความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ 600 cal

ในอากาศที่เพิ่มขึ้นอุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงเนื่องจาก อะเดียแบติกกระบวนการคือไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนด้วย สิ่งแวดล้อมเนื่องจากการแปลงพลังงานก๊าซภายในเป็นงานและงานเป็นพลังงานภายใน เนื่องจากพลังงานภายในเป็นสัดส่วนกับอุณหภูมิสัมบูรณ์ของก๊าซ จึงเกิดการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิ อากาศที่เพิ่มขึ้นจะขยายตัว ก่อให้เกิดงาน ซึ่งใช้พลังงานภายใน และอุณหภูมิจะลดลง ในทางกลับกัน อากาศที่ไหลลงจะถูกบีบอัด พลังงานที่ใช้ในการขยายตัวจะถูกปล่อยออกมา และอุณหภูมิของอากาศก็จะสูงขึ้น

อากาศที่แห้งหรือมีไอน้ำแต่ไม่อิ่มตัวด้วย เมื่อเพิ่มขึ้น จะเย็นตัวลงแบบอะเดียแบ็ก 1° ทุกๆ 100 เมตร อากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำ เมื่อเพิ่มขึ้น 100 เมตร จะเย็นลงน้อยกว่า 1° เนื่องจากการควบแน่นเกิดขึ้น ในนั้นพร้อมด้วยความร้อนที่ปล่อยออกมาเพื่อชดเชยความร้อนที่ใช้ในการขยายตัวบางส่วน

ปริมาณการทำความเย็นของอากาศอิ่มตัวเมื่อสูงขึ้น 100 เมตร ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศและความดันบรรยากาศ และแปรผันภายในขีดจำกัดที่สำคัญ อากาศไม่อิ่มตัวจากมากไปน้อยจะร้อนขึ้น 1° ต่อ 100 ม. อากาศอิ่มตัวในปริมาณที่น้อยกว่าเนื่องจากการระเหยเกิดขึ้นซึ่งใช้ความร้อน อากาศอิ่มตัวที่เพิ่มขึ้นมักจะสูญเสียความชื้นเนื่องจากการตกตะกอนและไม่อิ่มตัว เมื่อลงมา อากาศดังกล่าวจะร้อนขึ้น 1° ต่อ 100 ม.

เป็นผลให้อุณหภูมิที่ลดลงระหว่างการขึ้นจะน้อยกว่าการเพิ่มขึ้นระหว่างการลงและการขึ้นลงของอากาศในระดับเดียวกันที่ความดันเท่ากันจะมี อุณหภูมิที่แตกต่างกัน- อุณหภูมิสุดท้ายจะสูงกว่าอุณหภูมิเริ่มต้น กระบวนการนี้เรียกว่า เทียมอะเดียแบติก

เนื่องจากอากาศส่วนใหญ่ได้รับความร้อนจากพื้นผิวที่ใช้งานอยู่ อุณหภูมิในชั้นล่างของบรรยากาศตามกฎจะลดลงตามความสูง ความลาดชันในแนวตั้งของชั้นโทรโพสเฟียร์มีค่าเฉลี่ย 0.6° ต่อ 100 ม. จะถือว่าเป็นค่าบวกหากอุณหภูมิลดลงตามความสูง และเป็นค่าลบหากเพิ่มขึ้น ในชั้นพื้นผิวด้านล่างของอากาศ (1.5-2 ม.) การไล่ระดับสีในแนวตั้งอาจมีขนาดใหญ่มาก

การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิตามความสูงเรียกว่า การผกผันและชั้นอากาศที่อุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามความสูงคือ ชั้นผกผันชั้นผกผันสามารถสังเกตได้ในชั้นบรรยากาศเกือบตลอดเวลา ที่พื้นผิวโลก เมื่อมันเย็นตัวลงอย่างแรงอันเป็นผลจากรังสี การผกผันของรังสี(การผกผันของรังสี) ปรากฏบนท้องฟ้าในคืนฤดูร้อนที่อากาศแจ่มใส และครอบคลุมพื้นที่หลายร้อยเมตร ในฤดูหนาว ในสภาพอากาศแจ่มใส การผกผันจะคงอยู่เป็นเวลาหลายวันหรือหลายสัปดาห์ การผกผันของฤดูหนาวสามารถครอบคลุมชั้นได้ถึง 1.5 กม.

การผกผันจะเพิ่มขึ้นตามสภาวะการผ่อนปรน: อากาศเย็นไหลไปสู่ความหดหู่และหยุดนิ่งที่นั่น การผกผันดังกล่าวเรียกว่า orographic.การผกผันอันทรงพลังเรียกว่า การผจญภัย,เกิดขึ้นในกรณีที่อากาศค่อนข้างอุ่นมาถึงพื้นผิวเย็น ทำให้ชั้นล่างเย็นลง การผกผันของวันจะแสดงออกมาอย่างอ่อนแรง ในเวลากลางคืนจะรุนแรงขึ้นเนื่องจากการระบายความร้อนด้วยรังสี ในฤดูใบไม้ผลิ การก่อตัวของการผกผันดังกล่าวได้รับการอำนวยความสะดวกโดยหิมะที่ยังไม่ละลาย

ฟรอสต์สัมพันธ์กับปรากฏการณ์การผกผันของอุณหภูมิในชั้นผิวของอากาศ ฟรอสต์ -การลดลงของอุณหภูมิอากาศในเวลากลางคืนเป็น 0° และต่ำกว่าในเวลาที่อุณหภูมิเฉลี่ยรายวันสูงกว่า 0° (ฤดูใบไม้ร่วง ฤดูใบไม้ผลิ) อาจเป็นไปได้ว่าน้ำค้างแข็งจะสังเกตเห็นได้เฉพาะบนดินเมื่ออุณหภูมิอากาศสูงกว่าศูนย์เท่านั้น

สถานะความร้อนบรรยากาศส่งผลต่อการแพร่กระจายของแสงในนั้น ในกรณีที่อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วตามระดับความสูง (เพิ่มขึ้นหรือลดลง) ภาพลวงตา

ภาพลวงตาคือภาพในจินตนาการของวัตถุที่ปรากฏเหนือมัน (ภาพลวงตาที่เหนือกว่า) หรือด้านล่าง (ภาพลวงตาที่ด้อยกว่า) พบได้น้อยกว่าคือภาพลวงตาด้านข้าง (ภาพปรากฏจากด้านข้าง) สาเหตุของภาพลวงตาคือการโค้งของวิถีของรังสีแสงที่มาจากวัตถุไปยังดวงตาของผู้สังเกตซึ่งเป็นผลมาจากการหักเหของแสงที่ขอบเขตของชั้นที่มีความหนาแน่นต่างกัน

ความแปรผันของอุณหภูมิรายวันและรายปีในชั้นล่างของโทรโพสเฟียร์จนถึงระดับความสูง 2 กม. โดยทั่วไปจะสะท้อนถึงความแปรผันของอุณหภูมิพื้นผิว เมื่อระยะห่างจากพื้นผิว แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิจะลดลง และโมเมนต์สูงสุดและต่ำสุดจะล่าช้าออกไป ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันในฤดูหนาวจะสังเกตเห็นได้สูงถึง 0.5 กม. ในฤดูร้อน - สูงถึง 2 กม.

ความกว้างของความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวันจะลดลงตามละติจูดที่เพิ่มขึ้น แอมพลิจูดรายวันที่ใหญ่ที่สุดอยู่ในละติจูดกึ่งเขตร้อน ซึ่งเล็กที่สุดในละติจูดขั้วโลก ที่ละติจูดพอสมควร แอมพลิจูดรายวันจะแตกต่างกันไป เวลาที่ต่างกันปี. ในละติจูดสูง แอมพลิจูดรายวันที่ใหญ่ที่สุดคือในฤดูใบไม้ผลิและฤดูใบไม้ร่วง ในละติจูดเขตอบอุ่น - ในฤดูร้อน

ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละปีขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่เป็นหลัก จากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้ว ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศในแต่ละปีจะเพิ่มขึ้น

การแปรผันของอุณหภูมิประจำปีมีสี่ประเภทตามความกว้างและเวลาที่เริ่มมีอุณหภูมิสูงมาก

ประเภทเส้นศูนย์สูตรมีลักษณะเป็นจุดสูงสุดสองจุด (หลังสุริยคติ) และจุดต่ำสุดสองจุด (หลังครีษมายัน) แอมพลิจูดเหนือมหาสมุทรอยู่ที่ประมาณ 1° เหนือพื้นดิน - สูงถึง 10° อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี

ประเภทเขตร้อน -หนึ่งสูงสุด (หลัง ครีษมายัน) และหนึ่งขั้นต่ำ (หลัง เหมายัน- แอมพลิจูดเหนือมหาสมุทรอยู่ที่ประมาณ 5° บนบก - สูงถึง 20° อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี

ประเภทปานกลาง -สูงสุดหนึ่งรายการ (ในซีกโลกเหนือบนบกในเดือนกรกฎาคม เหนือมหาสมุทรในเดือนสิงหาคม) และต่ำสุดหนึ่งรายการ (ในซีกโลกเหนือบนบกในเดือนมกราคม เหนือมหาสมุทรในเดือนกุมภาพันธ์) สี่ฤดูกาลมีความโดดเด่นอย่างชัดเจน: อบอุ่น หนาว และสองฤดูเปลี่ยนผ่าน แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีจะเพิ่มขึ้นตามละติจูด เช่นเดียวกับระยะทางจากมหาสมุทร: บนชายฝั่ง 10° ห่างจากมหาสมุทร - สูงถึง 60° หรือมากกว่า (ในยาคุตสค์ - -62.5°) อุณหภูมิในฤดูหนาวจะเป็นลบ

ประเภทขั้ว -ฤดูหนาวยาวนานและหนาวมาก ฤดูร้อนสั้นและเย็นสบาย แอมพลิจูดต่อปีคือ 25° ขึ้นไป (เหนือพื้นดินสูงสุด 65°) อุณหภูมิ ส่วนใหญ่ปีเป็นลบ ภาพทั่วไปของการแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละปีมีความซับซ้อนเนื่องจากอิทธิพลของปัจจัยต่างๆ ซึ่งพื้นผิวด้านล่างมีความสำคัญอย่างยิ่ง เหนือผิวน้ำ ความแปรผันของอุณหภูมิประจำปีจะเรียบลง ในทางกลับกัน จะเด่นชัดกว่า หิมะและน้ำแข็งปกคลุมช่วยลดอุณหภูมิประจำปีลงอย่างมาก ความสูงของสถานที่เหนือระดับมหาสมุทร ความโล่งใจ ระยะทางจากมหาสมุทร และความขุ่นก็มีอิทธิพลเช่นกัน อุณหภูมิอากาศประจำปีที่ราบรื่นจะถูกรบกวนเนื่องจากการบุกรุกของอากาศเย็นหรืออากาศอุ่นในทางกลับกัน ตัวอย่างอาจเป็นการกลับมาของสภาพอากาศหนาวเย็นในฤดูใบไม้ผลิ (คลื่นเย็น) การกลับมาของความร้อนในฤดูใบไม้ร่วง ฤดูหนาวที่ละลายในละติจูดพอสมควร

การกระจายอุณหภูมิอากาศใกล้พื้นผิวด้านล่าง

หากพื้นผิวโลกเป็นเนื้อเดียวกัน และชั้นบรรยากาศและไฮโดรสเฟียร์ไม่นิ่ง การกระจายความร้อนเหนือพื้นผิวโลกจะถูกกำหนดโดยรังสีดวงอาทิตย์ที่ไหลเข้ามาเท่านั้น และอุณหภูมิของอากาศจะค่อยๆ ลดลงจากเส้นศูนย์สูตรไปยังขั้ว โดยคงไว้เท่าเดิม ในแต่ละขนาน (อุณหภูมิแสงอาทิตย์) แท้จริงแล้ว อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีถูกกำหนดโดยความสมดุลของความร้อน และขึ้นอยู่กับลักษณะของพื้นผิวด้านล่างและการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างละติจูดอย่างต่อเนื่องซึ่งดำเนินการผ่านการเคลื่อนตัวของอากาศและน้ำทะเล ดังนั้นจึงแตกต่างจากอุณหภูมิแสงอาทิตย์อย่างมีนัยสำคัญ

อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีตามจริงบนพื้นผิวโลกในละติจูดต่ำนั้นต่ำกว่า และในละติจูดสูง ในทางกลับกัน จะสูงกว่าอุณหภูมิสุริยะ ในซีกโลกใต้ อุณหภูมิเฉลี่ยต่อปีตามจริงที่ละติจูดทั้งหมดจะต่ำกว่าในซีกโลกเหนือ อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยที่พื้นผิวโลกในซีกโลกเหนือในเดือนมกราคมคือ +8° C ในเดือนกรกฎาคม +22° C; ทางตอนใต้ - ในเดือนกรกฎาคม +10° C ในเดือนมกราคม +17° C ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศในแต่ละปีซึ่งอยู่ที่ 14° สำหรับซีกโลกเหนือและเพียง 7° สำหรับทางใต้ บ่งชี้ว่าซีกโลกใต้มีทวีปน้อยกว่า . อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยทั้งปีบนพื้นผิวโลกโดยรวมคือ +14° C

หากเราทำเครื่องหมายอุณหภูมิเฉลี่ยสูงสุดรายปีหรือรายเดือนบนเส้นเมอริเดียนต่างๆ แล้วเชื่อมโยงเข้าด้วยกัน เราจะได้เส้นตรง ความร้อนสูงสุด,มักเรียกกันว่าเส้นศูนย์สูตรความร้อน การพิจารณาเส้นศูนย์สูตรความร้อนอาจเป็นเส้นขนาน (วงกลมละติจูด) ที่มีอุณหภูมิเฉลี่ยปกติสูงสุดในรอบปีหรือเดือนใดๆ อาจถูกต้องมากกว่า เส้นศูนย์สูตรความร้อนไม่ตรงกับเส้นศูนย์สูตรทางภูมิศาสตร์และถูก "เลื่อน" ไปทางทิศเหนือ ในระหว่างปีจะเคลื่อนจาก 20° N ว. (ในเดือนกรกฎาคม) ถึง 0° (ในเดือนมกราคม) มีสาเหตุหลายประการสำหรับการเปลี่ยนเส้นศูนย์สูตรความร้อนไปทางเหนือ: ความเด่นของแผ่นดินในละติจูดเขตร้อนของซีกโลกเหนือ, ขั้วความเย็นของแอนตาร์กติก และบางทีระยะเวลาของฤดูร้อนก็มีความสำคัญ (ฤดูร้อนของซีกโลกใต้จะสั้นกว่า ).

โซนความร้อน

ไอโซเทอร์มถือเป็นขอบเขตของโซนความร้อน (อุณหภูมิ) มีโซนความร้อนเจ็ดโซน:

เข็มขัดร้อน, ตั้งอยู่ระหว่างไอโซเทอร์มรายปี +20° ของซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้, สองโซนอุณหภูมิ, จำกัดอยู่ที่ฝั่งเส้นศูนย์สูตรด้วยไอโซเทอร์มรายปี +20°, บนขั้วด้วยไอโซเทอร์ม +10° ของเดือนที่ร้อนที่สุด;

สอง เข็มขัดเย็นซึ่งอยู่ระหว่างไอโซเทอม + 10° กับเดือนที่ร้อนที่สุด

สอง เข็มขัดน้ำค้างแข็งตั้งอยู่ใกล้ขั้วโลกและจำกัดด้วยไอโซเทอร์ม 0° ของเดือนที่ร้อนที่สุด ในซีกโลกเหนือ นี่คือกรีนแลนด์และพื้นที่ใกล้ขั้วโลกเหนือ ในซีกโลกใต้ นี่คือพื้นที่ภายในเส้นขนาน 60° ทิศใต้ ว.

โซนอุณหภูมิเป็นพื้นฐานของโซนภูมิอากาศภายในแต่ละเข็มขัดจะมี ความหลากหลายที่ดีอุณหภูมิขึ้นอยู่กับพื้นผิวด้านล่าง บนบกอิทธิพลของการบรรเทาอุณหภูมิมีมาก การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิที่มีความสูงทุกๆ 100 เมตรจะไม่เหมือนกันในโซนอุณหภูมิที่ต่างกัน ความลาดเอียงในแนวตั้งในชั้นกิโลเมตรล่างของชั้นโทรโพสเฟียร์จะแปรผันจาก 0° เหนือพื้นผิวน้ำแข็งของทวีปแอนตาร์กติกา ถึง 0.8° ในฤดูร้อน เหนือทะเลทรายเขตร้อน ดังนั้น วิธีการทำให้อุณหภูมิกลับสู่ปกติสู่ระดับน้ำทะเลโดยใช้ความลาดชันเฉลี่ย (6°/100 ม.) บางครั้งอาจทำให้เกิดข้อผิดพลาดร้ายแรงได้ การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิตามระดับความสูงเป็นสาเหตุของการแบ่งเขตภูมิอากาศในแนวตั้ง

พื้นผิวโลกได้รับความร้อนโดยตรงจากรังสีดวงอาทิตย์ และจากนั้นบรรยากาศก็ได้รับความร้อน พื้นผิวที่รับและปล่อยความร้อนเรียกว่า พื้นผิวที่ใช้งานอยู่ - ในระบอบอุณหภูมิพื้นผิว ความแปรผันของอุณหภูมิรายวันและรายปีจะมีความโดดเด่น การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิพื้นผิวรายวัน – การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิพื้นผิวในระหว่างวัน ความแปรผันของอุณหภูมิพื้นผิวดินรายวัน (แห้งและไร้พืชพรรณ) มีลักษณะสูงสุดที่เวลาประมาณ 13.00 น. และต่ำสุดก่อนพระอาทิตย์ขึ้น อุณหภูมิพื้นผิวดินสูงสุดในเวลากลางวันสามารถสูงถึง 80 0 C ในเขตร้อนชื้นและประมาณ 60 0 C ในละติจูดพอสมควร

เรียกว่าความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดและต่ำสุดรายวัน ช่วงอุณหภูมิรายวัน แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันสามารถเข้าถึง 40 0 ​​​​C ในฤดูร้อน ในฤดูหนาว แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันจะน้อยที่สุด - สูงถึง 10 0 C

ความแปรผันของอุณหภูมิพื้นผิวประจำปี– การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิพื้นผิวเฉลี่ยรายเดือนตลอดทั้งปีจะกำหนดโดยวิถีการแผ่รังสีดวงอาทิตย์และขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ในละติจูดพอสมควร อุณหภูมิสูงสุดของพื้นผิวดินจะสังเกตได้ในเดือนกรกฎาคม ซึ่งเป็นอุณหภูมิต่ำสุดในเดือนมกราคม บนมหาสมุทร ค่าสูงสุดและต่ำสุดล่าช้าไปหนึ่งเดือน

ช่วงอุณหภูมิพื้นผิวประจำปีเท่ากับความแตกต่างระหว่างสูงสุดและต่ำสุด อุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือน- เพิ่มขึ้นตามละติจูดที่เพิ่มขึ้น ซึ่งอธิบายได้จากความผันผวนของรังสีดวงอาทิตย์ที่เพิ่มขึ้น แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีถึงค่าสูงสุดในทวีป ในมหาสมุทรและชายทะเลมีน้อยกว่ามาก แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีที่เล็กที่สุดนั้นพบได้ในละติจูดเส้นศูนย์สูตร (2-3 0) ซึ่งใหญ่ที่สุดในละติจูดใต้อาร์กติกในทวีปต่างๆ (มากกว่า 60 0)

ระบอบความร้อนของบรรยากาศอากาศในชั้นบรรยากาศได้รับความร้อนเล็กน้อยจากรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง เพราะ ซองอากาศปล่อยให้รังสีดวงอาทิตย์ลอดผ่านได้อย่างอิสระ บรรยากาศได้รับความร้อนจากพื้นผิวด้านล่างความร้อนถูกถ่ายโอนสู่ชั้นบรรยากาศโดยการพาความร้อน การพาความร้อน และการควบแน่นของไอน้ำ ชั้นของอากาศที่ได้รับความร้อนจากดินจะเบาลงและลอยขึ้นด้านบน ในขณะที่เย็นกว่า ดังนั้นอากาศที่หนักกว่าจึงจมลง อันเป็นผลมาจากความร้อน การพาความร้อนอากาศชั้นสูงกำลังอุ่นขึ้น กระบวนการถ่ายเทความร้อนที่สองคือ การพาตัว– การถ่ายเทอากาศในแนวนอน บทบาทของการพาความร้อนคือการถ่ายเทความร้อนจากละติจูดต่ำไปสูง ในฤดูหนาว ความร้อนจะถูกถ่ายเทจากมหาสมุทรไปยังทวีป การควบแน่นของไอน้ำ- กระบวนการสำคัญที่ถ่ายเทความร้อนไปยังชั้นบรรยากาศสูง - ในระหว่างการระเหย ความร้อนจะถูกดึงออกจากพื้นผิวการระเหย ความร้อนนี้จะถูกปล่อยออกมาระหว่างการควบแน่นในบรรยากาศ

อุณหภูมิจะลดลงตามระดับความสูง การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศต่อหน่วยระยะทางเรียกว่า การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้ง โดยเฉลี่ยอยู่ที่ 0.6 0 ต่อ 100 ม. ในเวลาเดียวกันการลดลงของชั้นโทรโพสเฟียร์ที่แตกต่างกันจะแตกต่างกัน: 0.3-0.4 0 สูงถึง 1.5 กม. 0.5-0.6 – ระหว่างความสูง 1.5-6 กม. 0.65-0.75 – จาก 6 ถึง 9 กม. และ 0.5-0.2 – จาก 9 ถึง 12 กม. ในชั้นพื้นดิน (หนา 2 ม.) การไล่ระดับสีเมื่อคำนวณใหม่ต่อ 100 ม. จะถูกคำนวณในหลายร้อยองศา ในอากาศที่เพิ่มขึ้น อุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงแบบอะเดียแบติก กระบวนการอะเดียแบติก – กระบวนการเปลี่ยนอุณหภูมิอากาศระหว่างการเคลื่อนที่ในแนวตั้งโดยไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม (เป็นมวลเดียวโดยไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับตัวกลางอื่น)

มักพบข้อยกเว้นในการกระจายอุณหภูมิตามแนวตั้งที่อธิบายไว้ บังเอิญว่าอากาศชั้นบนอุ่นกว่าชั้นล่างที่อยู่ติดกับพื้นดิน ปรากฏการณ์นี้เรียกว่า การผกผันของอุณหภูมิ (อุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามระดับความสูง) . ส่วนใหญ่แล้ว การผกผันเป็นผลมาจากการเย็นตัวลงอย่างรุนแรงของชั้นอากาศบนพื้นผิว ซึ่งเกิดจากการเย็นลงอย่างรุนแรงของพื้นผิวโลกในคืนที่อากาศแจ่มใสและเงียบสงบ โดยส่วนใหญ่อยู่ในฤดูหนาว ด้วยภูมิประเทศที่ขรุขระ มวลอากาศเย็นจะค่อย ๆ ไหลไปตามทางลาดและซบเซาในแอ่ง แอ่งน้ำ ฯลฯ การผกผันอาจเกิดขึ้นได้ระหว่างการเคลื่อนไหว มวลอากาศจากบริเวณที่อบอุ่นไปจนถึงบริเวณที่เย็น เนื่องจากเมื่ออากาศร้อนไหลลงสู่พื้นผิวด้านล่างที่เย็น ชั้นล่างของมันจะเย็นลงอย่างเห็นได้ชัด (การผกผันของการบีบอัด)

ระบอบความร้อนของบรรยากาศ

อุณหภูมิท้องถิ่น

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิโดยรวมในการบันทึก
ที่ตั้งทางภูมิศาสตร์ขึ้นอยู่กับแต่ละบุคคล
การเปลี่ยนแปลงของสภาพอากาศและจากการเคลื่อนตัวเรียกว่า
การเปลี่ยนแปลงท้องถิ่น (ท้องถิ่น)
สถานีตรวจอากาศใด ๆ ที่ไม่เปลี่ยนแปลง
ตำแหน่งบนพื้นผิวโลกคุณก็ทำได้
ถือเป็นจุดดังกล่าว
เครื่องมืออุตุนิยมวิทยา-เทอร์โมมิเตอร์และ
เทอร์โมกราฟ วางอยู่กับที่หรืออย่างอื่น
สถานที่เป็นการเปลี่ยนแปลงในท้องถิ่นที่บันทึกไว้
อุณหภูมิอากาศ
เทอร์โมมิเตอร์เปิดอยู่ บอลลูนลมร้อนบินไปในสายลมและ
จึงคงอยู่เป็นมวลเท่าเดิม
อากาศ แสดงความแปรผันของแต่ละคน
อุณหภูมิในมวลนี้

ระบอบความร้อนของบรรยากาศ

การกระจายอุณหภูมิอากาศเข้า
พื้นที่และการเปลี่ยนแปลงของเวลา
สภาวะความร้อนของบรรยากาศ
กำหนด:
1. การแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม
(มีพื้นผิวด้านล่างติดกัน
มวลอากาศและอวกาศ)
2. กระบวนการอะเดียแบติก
(เกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงของความกดอากาศ
โดยเฉพาะเมื่อเคลื่อนที่ในแนวตั้ง)
3. กระบวนการแอดเวชั่น
(การถ่ายเทอากาศร้อนหรือเย็นส่งผลต่ออุณหภูมิภายใน
จุดที่กำหนดให้)

การแลกเปลี่ยนความร้อน

เส้นทางการถ่ายเทความร้อน
1) การแผ่รังสี
เมื่อดูดซึม
รังสีอากาศจากดวงอาทิตย์และโลก
พื้นผิว
2) การนำความร้อน
3) การระเหยหรือการควบแน่น
4) การก่อตัวหรือการละลายของน้ำแข็งและหิมะ

เส้นทางการแผ่รังสีของการถ่ายเทความร้อน

1. การดูดซึมโดยตรง
มีการแผ่รังสีแสงอาทิตย์เพียงเล็กน้อยในชั้นโทรโพสเฟียร์
มันอาจทำให้เกิดการเพิ่มขึ้น
อุณหภูมิอากาศเพียงเท่านั้น
ประมาณ 0.5° ต่อวัน
2. หลาย มูลค่าที่สูงขึ้นมี
สูญเสียความร้อนจากอากาศด้วย
การแผ่รังสีคลื่นยาว

B = S + D + Ea – Rк – Rд – Eз, kW/m2
ที่ไหน
S – เปิดการแผ่รังสีแสงอาทิตย์โดยตรง
พื้นผิวแนวนอน
D – การแผ่รังสีแสงอาทิตย์แบบกระจาย
พื้นผิวแนวนอน
Ea – รังสีตอบโต้ของบรรยากาศ
Rк และ Rд - สะท้อนจากพื้นผิวด้านล่าง
การแผ่รังสีคลื่นสั้นและคลื่นยาว
Eз – การแผ่รังสีคลื่นยาวของวัตถุที่ซ่อนอยู่
พื้นผิว

ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวด้านล่าง

B = S + D + Ea– Rк – Rд – Eз, kW/m2
โดยคำนึงถึง:
Q = S + D นี่คือรังสีทั้งหมด
Rd เป็นค่าที่น้อยมาก และมักจะไม่ใช่ค่าดังกล่าว
คำนึงถึง;
Rк =Q *Aк โดยที่ A คือพื้นผิวอัลเบโด้
อีฟ = เอซ – เอ้า
เราได้รับ:
B = Q(1 –Ak) - อีฟ

ความสมดุลทางความร้อนของพื้นผิวด้านล่าง

B = Lt-g * Mn + Lz-g * Mk + Qa + Qp-p
โดยที่ Lt-g และ Ll-g คือความร้อนจำเพาะของฟิวชัน
และการกลายเป็นไอ (การควบแน่น) ตามลำดับ
Mp และ Mk คือมวลของน้ำที่เกี่ยวข้อง
การเปลี่ยนเฟสที่สอดคล้องกัน
Qа และ Qп-п – ความร้อนไหลเข้าสู่บรรยากาศและผ่าน
พื้นผิวด้านล่างถึงชั้นด้านล่าง
ดินหรือน้ำ

พื้นผิวและชั้นที่ใช้งานอยู่

ระบอบการปกครองของอุณหภูมิพื้นฐาน

พื้นผิวด้านล่างคือ
พื้นผิวโลก (ดิน น้ำ หิมะ และ
ฯลฯ) โต้ตอบกับบรรยากาศ
ในกระบวนการแลกเปลี่ยนความร้อนและความชื้น
ชั้นที่ใช้งานอยู่คือชั้นดิน (รวมถึง
พืชพรรณและหิมะปกคลุม) หรือน้ำ
มีส่วนร่วมในการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม
จนถึงระดับความลึกซึ่งทุกวันและ
ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปี

10. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งานอยู่

ระบอบการปกครองของอุณหภูมิพื้นฐาน
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งานอยู่
รังสีแสงอาทิตย์แทรกซึมเข้าไปในดิน
ถึงความลึกหนึ่งในสิบของมม.
จะถูกเปลี่ยนเป็นความร้อนซึ่ง
ถ่ายทอดไปยังชั้นเบื้องล่างโดย
การนำความร้อนระดับโมเลกุล
ในน้ำรังสีดวงอาทิตย์จะทะลุผ่าน
ลึกถึงหลายสิบเมตรและถ่ายโอน
ความร้อนที่ชั้นใต้เกิดขึ้น
ผลของความวุ่นวาย
กวนความร้อน
การพาและการระเหย

11. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งานอยู่

ระบอบการปกครองของอุณหภูมิพื้นฐาน
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งานอยู่
ความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวัน
กระจาย:
ในน้ำ - สูงถึงสิบเมตร
ในดิน - น้อยกว่าหนึ่งเมตร
การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิประจำปี
กระจาย:
ในน้ำ - สูงถึงหลายร้อยเมตร
ในดิน - 10-20 เมตร

12. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งานอยู่

ระบอบการปกครองของอุณหภูมิพื้นฐาน
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งานอยู่
ความร้อนที่มาถึงผิวน้ำในเวลากลางวันและฤดูร้อนแทรกซึมเข้ามา
ที่ระดับความลึกมากและให้ความร้อนกับน้ำที่มีความหนามาก
อุณหภูมิชั้นบนและผิวน้ำ
แต่ก็เพิ่มขึ้นเล็กน้อย
ในดินความร้อนที่เข้ามาจะกระจายอยู่ในส่วนบนที่บาง
ซึ่งทำให้ร้อนมาก
ในเวลากลางคืนและในฤดูหนาว น้ำจะสูญเสียความร้อนจากชั้นผิวไปแต่
ในทางกลับกันก็มาจากความร้อนสะสมจากชั้นใต้ผิว
ดังนั้นอุณหภูมิที่ผิวน้ำจึงลดลง
ช้า.
บนพื้นผิวดิน อุณหภูมิจะลดลงเมื่อความร้อนถูกปล่อยออกมา
เร็ว:
ความร้อนที่สะสมอยู่ในชั้นบนบางๆ ก็หายไปอย่างรวดเร็ว
โดยไม่ต้องเติมจากด้านล่าง

13. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งานอยู่

ระบอบการปกครองของอุณหภูมิพื้นฐาน
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งานอยู่
ในช่วงกลางวันและฤดูร้อน อุณหภูมิบนผิวดินจะสูงกว่าอุณหภูมิบน
ผิวน้ำ ลดลงในเวลากลางคืนและในฤดูหนาว
ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันและรายปีบนผิวดินมีมากขึ้น
ยิ่งกว่าบนผิวน้ำเสียอีก
ในช่วงฤดูร้อน สระน้ำจะสะสมเป็นชั้นค่อนข้างหนา
น้ำ จำนวนมากความร้อนที่ถูกปล่อยออกสู่บรรยากาศในช่วงเย็น
ฤดูกาล.
ดินสำหรับ ฤดูร้อนดับความร้อนส่วนใหญ่ในตอนกลางคืน
ซึ่งได้รับในเวลากลางวันและสะสมเพียงเล็กน้อยในฤดูหนาว
ในละติจูดกลาง ในช่วงครึ่งปีที่อบอุ่น 1.5-3
กิโลแคลอรีความร้อนต่อพื้นผิวตารางเซนติเมตร
ในช่วงอากาศหนาวเย็น ดินจะปล่อยความร้อนนี้ออกสู่ชั้นบรรยากาศ ค่า ±1.5-3
kcal/cm2 ต่อปี คือ การเปลี่ยนแปลงความร้อนของดินประจำปี
ภายใต้อิทธิพลของหิมะปกคลุมและพืชพรรณในฤดูร้อนประจำปี
การหมุนเวียนความร้อนของดินลดลง เช่น ใกล้เลนินกราด 30%
ในเขตร้อน การหมุนเวียนความร้อนต่อปีจะน้อยกว่าในละติจูดพอสมควร
การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์มีความแตกต่างกันเล็กน้อยในแต่ละปี

14. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งานอยู่

ระบอบการปกครองของอุณหภูมิพื้นฐาน
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งานอยู่
การหมุนเวียนความร้อนของแหล่งน้ำขนาดใหญ่ต่อปีอยู่ที่ประมาณ 20
มากกว่าการหมุนเวียนความร้อนประจำปีหลายเท่า
ดิน.
ทะเลบอลติกปล่อยอากาศได้ถึง 52 ในสภาพอากาศหนาวเย็น
kcal/cm2 และสะสมเท่ากันในฤดูร้อน
การหมุนเวียนความร้อนประจำปีของทะเลดำ ±48 kcal/cm2,
ส่งผลให้อุณหภูมิของอากาศสูงขึ้น
ทะเลจะต่ำกว่าในฤดูร้อนและสูงกว่าในฤดูหนาวมากกว่าบนบก

15. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งานอยู่

ระบอบการปกครองของอุณหภูมิพื้นฐาน
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งานอยู่
แผ่นดินจะร้อนขึ้นอย่างรวดเร็วและรวดเร็ว
กำลังเย็นลง
น้ำร้อนขึ้นอย่างช้าๆ
กำลังเย็นลง
(ความจุความร้อนจำเพาะของน้ำเข้า
ดินมากขึ้น 3-4 เท่า)
พืชพรรณลดความกว้าง
ความผันผวนของอุณหภูมิรายวัน
ผิวดิน
หิมะปกคลุมช่วยปกป้องดินจาก
การสูญเสียความร้อนอย่างรุนแรง (ดินในฤดูหนาว
ค้างน้อยลง)

16.

บทบาทหลักในการสร้างสรรค์
ระบอบอุณหภูมิของโทรโพสเฟียร์
การแลกเปลี่ยนความร้อนเล่น
อากาศกับพื้นผิวโลก
โดยการนำความร้อน

17. กระบวนการที่ส่งผลต่อการแลกเปลี่ยนความร้อนในชั้นบรรยากาศ

กระบวนการที่ส่งผลต่อการถ่ายเทความร้อน
บรรยากาศ
1) ความวุ่นวาย
(ผสม
อากาศอย่างไม่เป็นระเบียบ
การเคลื่อนไหวที่วุ่นวาย)
2) ความร้อน
การพาความร้อน
(การถ่ายเทอากาศในแนวตั้ง
ทิศทางที่เกิดขึ้นเมื่อใด
ความร้อนของชั้นด้านล่าง)

18. การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศ

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศ
1).
เป็นระยะๆ
2). ไม่ใช่เป็นระยะๆ
การเปลี่ยนแปลงที่ไม่เป็นระยะ
อุณหภูมิอากาศ
เกี่ยวข้องกับการเคลื่อนตัวของมวลอากาศ
จากพื้นที่อื่นๆ ของโลก
การเปลี่ยนแปลงดังกล่าวเกิดขึ้นบ่อยครั้งและสำคัญใน
ละติจูดพอสมควร
พวกมันเกี่ยวข้องกับพายุไซโคลน
กิจกรรมเล็กๆ น้อยๆ
ขนาด - ด้วยลมในท้องถิ่น

19. การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศเป็นระยะ

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิรายวันและรายปีมีดังนี้
ธรรมชาติเป็นระยะ
การเปลี่ยนแปลงรายวัน
อุณหภูมิของอากาศเปลี่ยนแปลงไป
ความแปรผันรายวันตามอุณหภูมิ
พื้นผิวโลกจากนั้น
อากาศร้อน

20. ความแปรผันของอุณหภูมิในแต่ละวัน

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในแต่ละวัน
เส้นโค้งรายวันระยะยาว
อุณหภูมิเป็นเส้นโค้งเรียบ
คล้ายกับไซนัสอยด์
ภูมิอากาศวิทยาถือว่า
การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศในแต่ละวัน
เฉลี่ยในระยะยาว

21. บนผิวดิน (1) และในอากาศที่ความสูง 2 ม. (2) มอสโก (มส.)

ความแปรผันของอุณหภูมิพื้นผิวเฉลี่ยรายวัน
ดิน (1) และ
ในอากาศที่ความสูง 2 เมตร (2) มอสโก (มส.)

22. ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน

ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน
อุณหภูมิที่ผิวดินมีการเปลี่ยนแปลงในแต่ละวัน
ขั้นต่ำจะสังเกตได้ประมาณครึ่งชั่วโมงหลังจากนั้น
พระอาทิตย์ขึ้น
โดยคราวนี้การปรับสมดุลการแผ่รังสีของผิวดิน
มีค่าเท่ากับศูนย์ - การถ่ายเทความร้อนจากชั้นบน
การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพของดินมีความสมดุล
เพิ่มการไหลเข้าของรังสีทั้งหมด
การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบไม่แผ่รังสีในขณะนี้ไม่มีนัยสำคัญ

23. ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน

ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน
อุณหภูมิบนผิวดินสูงขึ้นถึง 13-14 ชั่วโมง
เมื่อถึงจุดสูงสุดในแต่ละวัน
หลังจากนั้นอุณหภูมิก็เริ่มลดลง
อย่างไรก็ตามความสมดุลของรังสีในช่วงบ่ายนั้น
ยังคงเป็นบวก อย่างไรก็ตาม
การถ่ายเทความร้อนในเวลากลางวันจากชั้นบนสุดของดินสู่
บรรยากาศเกิดขึ้นไม่เพียงแต่ผ่านประสิทธิผลเท่านั้น
การแผ่รังสี แต่ยังผ่านการนำความร้อนที่เพิ่มขึ้นและ
อีกทั้งมีการระเหยของน้ำเพิ่มขึ้นอีกด้วย
การถ่ายเทความร้อนลึกลงไปในดินยังดำเนินต่อไป
ดังนั้นอุณหภูมิที่ผิวดินจึงลดลง
ตั้งแต่ 13-14 ชั่วโมงจนถึงเช้าขั้นต่ำ

24.

25. อุณหภูมิพื้นผิวดิน

อุณหภูมิสูงสุดที่ผิวดินมักจะสูงกว่า
มากกว่าในอากาศที่ความสูงของบูธอุตุนิยมวิทยา สิ่งนี้เป็นที่เข้าใจได้:
ในระหว่างวันรังสีดวงอาทิตย์จะทำให้ดินร้อนก่อนอื่นจากนั้นจึง
มันทำให้อากาศร้อนขึ้น
ในภูมิภาคมอสโกในฤดูร้อนบนพื้นผิวดินเปล่า
สังเกตอุณหภูมิสูงถึง +55° และในทะเลทราย - สูงถึง +80°
ตรงกันข้ามอุณหภูมิต่ำสุดในเวลากลางคืนเกิดขึ้นที่
ผิวดินต่ำกว่าในอากาศ
เนื่องจากประการแรกดินจะถูกทำให้เย็นลงอย่างมีประสิทธิภาพ
รังสีและทำให้อากาศเย็นลง
ในฤดูหนาวในภูมิภาคมอสโก อุณหภูมิพื้นผิวตอนกลางคืน (ขณะนี้
ปกคลุมไปด้วยหิมะ) อาจต่ำกว่า -50° ในฤดูร้อน (ยกเว้นเดือนกรกฎาคม) - ถึงศูนย์ บน
พื้นผิวหิมะในทวีปแอนตาร์กติกายังมีค่าเฉลี่ยอยู่ด้วยซ้ำ
อุณหภูมิรายเดือนในเดือนมิถุนายนอยู่ที่ประมาณ -70° และในบางกรณีก็สามารถทำได้
ลดลงถึง -90°

26. ช่วงอุณหภูมิรายวัน

ช่วงอุณหภูมิรายวัน
นี่คือความแตกต่างระหว่างค่าสูงสุด
และอุณหภูมิต่ำสุดรายวัน
ช่วงอุณหภูมิรายวัน
การเปลี่ยนแปลงของอากาศ:
ตามฤดูกาลของปี
ตามละติจูด
ขึ้นอยู่กับตัวละคร
พื้นผิวด้านล่าง
ขึ้นอยู่กับภูมิประเทศ

27. การเปลี่ยนแปลงแอมพลิจูดอุณหภูมิรายวัน (Asut)

การเปลี่ยนแปลง

1. ในฤดูหนาวอัสสัมจะน้อยกว่าฤดูร้อน
2. ด้วยละติจูดที่เพิ่มขึ้นต่อวัน ลดลง:
ที่ละติจูด 20 - 30°
บนบก วันหนึ่ง = 12° C
ที่ละติจูด 60° ต่อวัน = 6 องศาเซลเซียส
3. พื้นที่เปิดโล่ง
โดดเด่นด้วย A Day ที่มากขึ้น -
สำหรับสเตปป์และทะเลทรายโดยเฉลี่ย
อุณหภูมิ =15-20°C (สูงถึง 30°C)

28. การเปลี่ยนแปลงแอมพลิจูดอุณหภูมิรายวัน (Asut)

การเปลี่ยนแปลง
แอมพลิจูดอุณหภูมิรายวัน (Asut)
4. ความใกล้ชิดของสระน้ำ
ลดวัน
5.เปิด รูปร่างนูนการบรรเทา
(ยอดเขาและเนินเขา) วันหนึ่ง น้อย,
มากกว่าบนที่ราบ
6. ในสภาพภูมิประเทศเว้า
(แอ่ง, หุบเขา, หุบเหว ฯลฯ และอีกวันก็มากขึ้น

29. อิทธิพลของดินปกคลุมต่ออุณหภูมิผิวดิน

พืชคลุมดินช่วยลดการระบายความร้อนของดินในเวลากลางคืน
รังสีกลางคืนส่วนใหญ่เกิดจาก
พื้นผิวของพืชพรรณนั้นเองซึ่งก็จะมีมากที่สุด
เย็น.
ดินใต้ร่มเงาของพืชคงอยู่สูงขึ้น
อุณหภูมิ.
อย่างไรก็ตาม ในระหว่างวัน พืชพรรณจะป้องกันรังสีได้
ทำให้ดินร้อนขึ้น
ช่วงอุณหภูมิรายวันภายใต้พืชพรรณปกคลุม
จึงลดลงและอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน
ลดระดับ
ดังนั้นพืชพรรณที่ปกคลุมโดยทั่วไปจะทำให้ดินเย็นลง
ใน ภูมิภาคเลนินกราดผิวดินใต้สนาม
พืชผลอาจจะเย็นกว่า 15° ในช่วงกลางวันมากกว่า
ดินที่รกร้าง โดยเฉลี่ยจะหนาวกว่าในแต่ละวัน
ดินเปลือยประมาณ 6° และยังคงอยู่ที่ระดับความลึก 5-10 ซม
ความแตกต่างคือ 3-4°

30. อิทธิพลของดินปกคลุมต่ออุณหภูมิผิวดิน

หิมะปกคลุมช่วยปกป้องดินจากการสูญเสียความร้อนมากเกินไปในฤดูหนาว
การแผ่รังสีมาจากพื้นผิวของหิมะที่ปกคลุมตัวเองและดินที่อยู่ด้านล่าง
ยังคงอบอุ่นกว่าดินเปล่า ในขณะเดียวกันก็แอมพลิจูดรายวัน
อุณหภูมิบนผิวดินใต้หิมะลดลงอย่างรวดเร็ว
ใน เลนกลาง ดินแดนยุโรปรัสเซียที่มีหิมะปกคลุมสูง
40-50 ซม. อุณหภูมิผิวดินด้านล่างสูงกว่า 6-7°
อุณหภูมิของดินเปล่า และสูงกว่าอุณหภูมิบน 10°
พื้นผิวของหิมะปกคลุมนั่นเอง
การแช่แข็งของดินในฤดูหนาวภายใต้หิมะมีความลึกประมาณ 40 ซม. และไม่มี
หิมะสามารถขยายได้ลึกกว่า 100 ซม.
ดังนั้นพืชพรรณที่ปกคลุมในฤดูร้อนจะช่วยลดอุณหภูมิบนผิวดินและ
ในทางกลับกันหิมะปกคลุมในฤดูหนาวเพิ่มขึ้น
ผลรวมของพืชพรรณปกคลุมในฤดูร้อนและ ฤดูหนาวที่เต็มไปด้วยหิมะลด
ช่วงอุณหภูมิประจำปีบนผิวดิน การลดลงนี้คือ
ประมาณ 10° เมื่อเทียบกับดินเปล่า

31.การกระจายความร้อนลึกลงสู่ดิน

ยิ่งดินมีความหนาแน่นและความชื้นมากเท่าไร
ยิ่งนำความร้อนได้เร็วเท่าไร
แผ่ขยายลึกลงไปเรื่อยๆ
ความผันผวนของอุณหภูมิแทรกซึม
โดยไม่คำนึงถึงชนิดของดิน, ระยะเวลาการสั่น
อุณหภูมิไม่เปลี่ยนแปลงตามความลึก
ซึ่งหมายความว่าไม่เพียงแต่บนพื้นผิวเท่านั้น แต่ยังรวมถึงบนอีกด้วย
ที่ระดับความลึกยังคงมีวงจรรายวันโดยมีระยะเวลา 24
ชั่วโมงระหว่างทุกๆ สองชั่วโมงติดต่อกัน
เสียงสูงหรือต่ำ
และรอบปีมีระยะเวลา 12 เดือน

32.การกระจายความร้อนลึกลงสู่ดิน

แอมพลิจูดของการสั่นจะลดลงตามความลึก
การเพิ่มความลึกในการก้าวหน้าทางคณิตศาสตร์
ส่งผลให้แอมพลิจูดลดลงเรื่อยๆ
เรขาคณิต
ดังนั้น หากบนพื้นผิว แอมพลิจูดรายวันคือ 30° และ
ที่ความลึก 20 ซม. 5° จากนั้นที่ความลึก 40 ซม. จะแคบลง
น้อยกว่า 1°
ที่ระดับความลึกค่อนข้างตื้นในแต่ละวัน
แอมพลิจูดลดลงมากจนกลายเป็น
เกือบเท่ากับศูนย์
ที่ความลึกนี้ (ประมาณ 70-100 ซม. นิ้ว) กรณีที่แตกต่างกัน
แตกต่าง) ชั้นของเบี้ยเลี้ยงรายวันคงที่เริ่มต้นขึ้น
อุณหภูมิ.

33. ความแปรผันของอุณหภูมิดินรายวันที่ระดับความลึกต่างกันตั้งแต่ 1 ถึง 80 ซม. พฤษภาคม

34. ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปี

ความกว้างของความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีจะลดลงด้วย
ความลึก.
อย่างไรก็ตาม ความผันผวนประจำปียังขยายวงกว้างมากขึ้น
ความลึกซึ่งค่อนข้างเข้าใจได้: สำหรับการกระจาย
มีเวลามากขึ้น
ความกว้างของความผันผวนประจำปีลดลงเกือบถึง
ศูนย์ที่ความลึกประมาณ 30 เมตรในละติจูดขั้วโลก
ประมาณ 15-20 เมตร ในละติจูดกลาง
เขตร้อนประมาณ 10 เมตร
(โดยที่แอมพลิจูดรายปีบนผิวดินมีขนาดเล็กกว่า
กว่าในละติจูดกลาง)
ที่ระดับความลึกเหล่านี้ ชั้นของค่าคงที่รายปีเริ่มต้นขึ้น
อุณหภูมิ.

35.

จับเวลาอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุด
ทั้งในรอบรายวันและรายปีล่าช้าตามความลึก
ตามสัดส่วนของมัน
สิ่งนี้เป็นเรื่องที่เข้าใจได้ เนื่องจากต้องใช้เวลากว่าที่ความร้อนจะแพร่กระจายได้
ความลึก.
สุดขีดรายวันทุกๆ 10 ซม. ของความลึกล่าช้า
2.5-3.5 ชม.
ซึ่งหมายความว่าที่ระดับความลึก เช่น 50 ซม. สูงสุดต่อวัน
สังเกตหลังเที่ยงคืน
จุดสูงสุดและต่ำสุดประจำปีล่าช้าประมาณ 20-30 วันโดย
ความลึกทุกเมตร
ดังนั้นในคาลินินกราดที่ความลึก 5 เมตรอุณหภูมิต่ำสุดจึงเป็นเช่นนั้น
มิได้สังเกตในเดือนมกราคมเหมือนบนผิวดิน แต่ในเดือนพฤษภาคม
สูงสุด - ไม่ใช่ในเดือนกรกฎาคม แต่เป็นในเดือนตุลาคม

36. การแปรผันของอุณหภูมิดินประจำปีที่ระดับความลึกต่างกันตั้งแต่ 3 ถึง 753 ซม. ในคาลินินกราด

37. การกระจายอุณหภูมิในแนวตั้งในดินในฤดูกาลต่างๆ

ในฤดูร้อน อุณหภูมิจะลดลงจากผิวดินจนถึงระดับความลึก
มันเติบโตในฤดูหนาว
ในฤดูใบไม้ผลิมันจะเติบโตก่อนแล้วจึงลดลง
ในฤดูใบไม้ร่วงจะลดลงก่อนแล้วจึงเติบโต
สามารถแสดงการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิดินพร้อมความลึกในแต่ละวันหรือปีได้
ใช้พล็อตไอโซเพลท
แกนแอบซิสซาแสดงเวลาเป็นชั่วโมงหรือเดือนของปี
พิกัดคือความลึกของดิน
แต่ละจุดบนกราฟสอดคล้องกับเวลาและความลึกที่แน่นอน บน
กราฟแสดงค่าอุณหภูมิเฉลี่ยที่ความลึกต่างกันในเวลาต่างกันหรือ
เดือน
จากนั้นจึงวาดเส้นแยกจุดเชื่อมต่อที่มีอุณหภูมิเท่ากัน
เช่น ทุกองศา หรือ ทุก 2 องศา เราจะได้ครอบครัว
เทอร์โมไอโซเพลท
เมื่อใช้กราฟนี้ คุณสามารถกำหนดค่าอุณหภูมิในช่วงเวลาใดก็ได้ของวัน
หรือวันของปีและสำหรับความลึกใดๆ ภายในกราฟ

38. ไอโซเพลธของการแปรผันของอุณหภูมิดินในทบิลิซีประจำปี

ไอโซเพลธของการแปรผันของอุณหภูมิในดินในแต่ละปี
ทบิลิซี

39. การแปรผันของอุณหภูมิบนพื้นผิวอ่างเก็บน้ำและชั้นบนของน้ำรายวันและรายปี

ความร้อนและความเย็นแพร่กระจายไปในแหล่งน้ำมากกว่า
ชั้นหนากว่าในดินและยังมีมากขึ้นอีกด้วย
ความจุความร้อนมากกว่าดิน
เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิผิวน้ำนี้
เล็กมาก
แอมพลิจูดของพวกมันคือประมาณหนึ่งในสิบของดีกรี: ประมาณ 0.1-
0.2° ในละติจูดพอสมควร
เขตร้อนประมาณ 0.5 องศา
ใน ทะเลทางใต้แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันของสหภาพโซเวียตสูงกว่า:
1-2°;
บนพื้นผิวของทะเลสาบขนาดใหญ่ในละติจูดพอสมควรยังมีอะไรอีกมากมาย:
2-5°
ความผันผวนของอุณหภูมิน้ำที่ผิวมหาสมุทรในแต่ละวัน
สูงสุดประมาณ 15-16 ชั่วโมง และขั้นต่ำหลังจาก 2-3 ชั่วโมง
หลังพระอาทิตย์ขึ้น

40. การแปรผันของอุณหภูมิผิวน้ำทะเลในแต่ละวัน (โค้งทึบ) และที่ความสูง 6 เมตรในอากาศ (โค้งหัก) ในเขตร้อน

แอตแลนติก

41. การแปรผันของอุณหภูมิบนพื้นผิวอ่างเก็บน้ำและชั้นบนของน้ำรายวันและรายปี

ความผันผวนของอุณหภูมิพื้นผิวประจำปี
มหาสมุทรมีมากกว่าทุกวัน
แต่จะน้อยกว่าแอมพลิจูดประจำปีบนผิวดิน
ในเขตร้อน อุณหภูมิประมาณ 2-3° ที่ 40° N ว. ประมาณ 10° และที่ 40° ทิศใต้
ว. ประมาณ 5°
ในทะเลภายในและทะเลสาบน้ำลึกก็เป็นไปได้
แอมพลิจูดรายปีที่มีขนาดใหญ่กว่าอย่างมีนัยสำคัญ - สูงถึง 20° หรือมากกว่า
ความผันผวนทั้งรายวันและรายปีแพร่กระจายในน้ำ
(และแน่นอนด้วยความล่าช้า) ไปจนถึงระดับความลึกที่มากกว่าในดิน
พบความผันผวนรายวันในทะเลที่ระดับความลึกสูงสุด 15-
20 ม. ขึ้นไปและรายปี - สูงถึง 150-400 ม.

42. การแปรผันของอุณหภูมิอากาศบนพื้นผิวโลกในแต่ละวัน

อุณหภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงทุกวัน
ตามอุณหภูมิพื้นผิวโลก
เนื่องจากอากาศได้รับความร้อนและความเย็นด้วย
พื้นผิวโลก แอมพลิจูดของวัฏจักรรายวัน
อุณหภูมิในบูธอุตุนิยมวิทยาลดลง
กว่าบนผิวดินโดยเฉลี่ยประมาณ
โดยหนึ่งในสาม

43. ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศบนพื้นผิวโลกในแต่ละวัน

การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิอากาศเริ่มต้นด้วยการเพิ่มขึ้น
อุณหภูมิดิน (15 นาทีต่อมา) ในตอนเช้า
หลังพระอาทิตย์ขึ้น เวลา 13-14 นาฬิกา อุณหภูมิดิน
เริ่มลดลง
เมื่อเวลา 14-15 ชั่วโมง อุณหภูมิจะเท่ากับอุณหภูมิของอากาศ
ตั้งแต่บัดนี้เป็นต้นไปโดยมีอุณหภูมิลดลงอีก
อุณหภูมิดินเริ่มลดลง อุณหภูมิของอากาศก็ลดลงเช่นกัน
ดังนั้นค่าต่ำสุดของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในแต่ละวัน
อากาศใกล้ผิวโลกเกิดขึ้นในระหว่าง
หลังจากพระอาทิตย์ขึ้นไม่นาน
และสูงสุด 14-15 ชั่วโมง

44. ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศบนพื้นผิวโลกในแต่ละวัน

ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันค่อนข้างถูกต้อง
ปรากฏเฉพาะในสภาพอากาศแจ่มใสที่มั่นคงเท่านั้น
ดูเหมือนเป็นธรรมชาติมากกว่าโดยเฉลี่ยจากขนาดใหญ่
จำนวนการสังเกต: กราฟรายวันระยะยาว
อุณหภูมิ - เส้นโค้งเรียบคล้ายกับไซนัสอยด์
แต่ใน แต่ละวันการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศในแต่ละวัน
ผิดมาก
ขึ้นอยู่กับการเปลี่ยนแปลงของเมฆปกคลุม การเปลี่ยนแปลงของรังสี
สภาพพื้นผิวโลกรวมทั้งจากการเคลื่อนตัวเช่นจาก
การไหลเข้าของมวลอากาศที่มีอุณหภูมิต่างกัน
ด้วยเหตุผลเหล่านี้ อุณหภูมิต่ำสุดจึงอาจเปลี่ยนแปลงได้
แม้ในเวลากลางวันและอย่างมากที่สุดในเวลากลางคืน
ความแปรผันของอุณหภูมิในแต่ละวันอาจหายไปโดยสิ้นเชิงหรือเส้นโค้ง
การเปลี่ยนแปลงรายวันจะอยู่ในรูปแบบที่ซับซ้อนและไม่สม่ำเสมอ

45. การแปรผันของอุณหภูมิอากาศบนพื้นผิวโลกในแต่ละวัน

วงจรรายวันปกติถูกบล็อกหรือปิดบัง
การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิแบบไม่เป็นระยะ
เช่น ในเฮลซิงกิในเดือนมกราคมมี 24%
ความน่าจะเป็นที่อุณหภูมิสูงสุดในแต่ละวัน
จะเป็นระหว่างเที่ยงคืนถึงตีหนึ่งและ
มีโอกาสเพียง 13% เท่านั้นที่จะล้ม
ระยะเวลาตั้งแต่ 12 ถึง 14 ชั่วโมง
แม้แต่ในเขตร้อนซึ่งการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิแบบไม่เป็นระยะจะอ่อนแรงกว่าในละติจูดเขตอบอุ่น ซึ่งเป็นค่าสูงสุด
อุณหภูมิเกิดขึ้นในช่วงบ่าย
เพียง 50% ของทุกกรณี

46. ​​​​ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศบนพื้นผิวโลกในแต่ละวัน

ในภูมิอากาศวิทยา มักจะพิจารณาวงจรรายวัน
อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยในระยะยาว
ในวงจรรายวันเฉลี่ยดังกล่าว การเปลี่ยนแปลงแบบไม่เป็นระยะ
อุณหภูมิลดลงมากหรือน้อยสม่ำเสมอทั่วกัน
ทุกชั่วโมงของวันจะยกเลิกซึ่งกันและกัน
ส่งผลให้กราฟรายวันระยะยาวมี
ตัวละครเรียบง่ายใกล้กับไซน์ซอยด์
ตัวอย่างเช่น พิจารณาความแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวัน
มอสโกในเดือนมกราคมและกรกฎาคม คำนวณตามระยะยาว
ข้อมูล.
อุณหภูมิเฉลี่ยระยะยาวคำนวณในแต่ละชั่วโมง
มกราคมหรือกรกฎาคมจากนั้นตามค่าเฉลี่ยที่ได้รับ
เส้นโค้งระยะยาวถูกสร้างขึ้นตามค่ารายชั่วโมง
รอบรายวันสำหรับเดือนมกราคมและกรกฎาคม

47. การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศในกรุงมอสโกในแต่ละวันในเดือนมกราคมและกรกฎาคม ตัวเลขแสดงอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนในเดือนมกราคมและกรกฎาคม

48. การเปลี่ยนแปลงแอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวัน

ความกว้างของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันจะแตกต่างกันไปตามฤดูกาล
ตามละติจูดและยังขึ้นอยู่กับลักษณะของดินด้วยและ
ภูมิประเทศ.
ในฤดูหนาวจะน้อยกว่าในฤดูร้อน เช่นเดียวกับแอมพลิจูด
อุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่าง
ด้วยละติจูดที่เพิ่มขึ้นทำให้อุณหภูมิในแต่ละวันเพิ่มขึ้น
อากาศจะลดลงเมื่อความสูงของดวงอาทิตย์ในเวลาเที่ยงวันลดลง
เหนือเส้นขอบฟ้า
ที่ละติจูด 20-30° บนบก เฉลี่ยรายปีรายวัน
แอมพลิจูดของอุณหภูมิประมาณ 12°
ใต้ละติจูด 60° ประมาณ 6°
ใต้ละติจูด 70° เพียง 3°
ในละติจูดสูงสุดที่ดวงอาทิตย์ไม่ขึ้นหรือ
มาหลายวันติดต่อกัน วงจรรายวันสม่ำเสมอ
ไม่มีอุณหภูมิเลย

49. อิทธิพลของธรรมชาติของดินและการปกคลุมดิน

ยิ่งช่วงอุณหภูมิรายวันมากขึ้น
ผิวดินยิ่งแอมพลิจูดรายวันมากขึ้น
อุณหภูมิอากาศสูงกว่านั้น
ในสเตปป์และทะเลทราย ค่าแอมพลิจูดเฉลี่ยต่อวัน
ถึง 15-20° บางครั้ง 30°
มีขนาดเล็กกว่าพืชพรรณที่อุดมสมบูรณ์
แอมพลิจูดรายวันยังได้รับผลกระทบจากความใกล้ชิดของน้ำด้วย
แอ่งน้ำ: ในพื้นที่ชายฝั่งทะเลจะมีระดับต่ำกว่า

50.อิทธิพลของการบรรเทาทุกข์

บนภูมิประเทศที่นูน (บนยอดเขาและบน
ความลาดชันของภูเขาและเนินเขา) ช่วงอุณหภูมิรายวัน
อากาศลดลงเมื่อเทียบกับพื้นที่ราบ
ในบริเวณพื้นที่เว้า (ในหุบเขา หุบเหว และโพรง)
เพิ่มขึ้น.
สาเหตุก็คือบนธรณีสัณฐานนูน
อากาศมีพื้นที่สัมผัสลดลง
พื้นผิวด้านล่างและถูกถอดออกอย่างรวดเร็วและถูกแทนที่
มวลอากาศใหม่
ในรูปแบบนูนเว้าอากาศร้อนจะร้อนขึ้นอย่างแรงจาก
พื้นผิวและซบเซามากขึ้นในเวลากลางวันและกลางคืน
เย็นตัวลงอย่างแรงและไหลลงมาตามทางลาด แต่ในที่แคบ
ช่องเขาซึ่งมีทั้งรังสีที่ไหลเข้ามาและรังสีที่มีประสิทธิภาพ
ลดลง แอมพลิจูดรายวันจะน้อยกว่าในไวด์
หุบเขา

51. อิทธิพลของทะเลและมหาสมุทร

อุณหภูมิพื้นผิวแอมพลิจูดรายวันเล็กน้อย
ทะเลยังส่งผลให้เกิดแอมพลิจูดรายวันเล็กน้อย
อุณหภูมิอากาศเหนือทะเล
อย่างไรก็ตามสิ่งเหล่านี้ยังคงสูงกว่าค่าเผื่อรายวัน
แอมพลิจูดบนผิวน้ำทะเลนั่นเอง
แอมพลิจูดรายวันบนพื้นผิวมหาสมุทรเปิด
วัดได้เพียงสิบองศาเท่านั้น
แต่ในอากาศชั้นล่างเหนือมหาสมุทรถึง 1 -
1.5°)
และเหนือทะเลภายในประเทศและอีกมากมาย
แอมพลิจูดของอุณหภูมิในอากาศจะเพิ่มขึ้นเพราะว่า
พวกมันได้รับผลกระทบจากอิทธิพลของการเคลื่อนตัวของมวลอากาศ
การดูดซึมโดยตรงก็มีบทบาทเช่นกัน
การแผ่รังสีแสงอาทิตย์จากชั้นล่างของอากาศในระหว่างวันและ
รังสีจากพวกเขาในเวลากลางคืน

52. การเปลี่ยนแปลงของแอมพลิจูดอุณหภูมิรายวันพร้อมระดับความสูง

ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันในชั้นบรรยากาศขยายไปถึง
ชั้นที่หนากว่าความผันผวนในแต่ละวันในมหาสมุทร
ที่ระดับความสูง 300 ม. เหนือพื้นดิน ซึ่งเป็นแอมพลิจูดของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในแต่ละวัน
ประมาณ 50% ของแอมพลิจูดที่พื้นผิวโลก และค่าสุดขั้ว
อุณหภูมิจะเกิดขึ้น 1.5-2 ชั่วโมงต่อมา
ที่ระดับความสูง 1 กม. แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันเหนือพื้นดินคือ 1-2°
ที่ระดับความสูง 2-5 กม. 0.5-1° และการเปลี่ยนแปลงสูงสุดในแต่ละวัน
ตอนเย็น.
เหนือทะเล แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันจะเพิ่มขึ้นเล็กน้อยด้วย
ระดับความสูงในกิโลเมตรที่ต่ำกว่า แต่ก็ยังเล็กอยู่
สามารถตรวจจับความผันผวนของอุณหภูมิเล็กน้อยในแต่ละวันได้
ในโทรโพสเฟียร์ตอนบนและสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง
แต่กระบวนการดูดซับและการแผ่รังสีถูกกำหนดไว้แล้ว
รังสีจากอากาศ ไม่ใช่จากอิทธิพลของพื้นผิวโลก

53. อิทธิพลของภูมิประเทศ

ในภูเขาซึ่งอิทธิพลของพื้นผิวด้านล่างมีมากกว่า
ระดับความสูงที่สอดคล้องกันในบรรยากาศอิสระทุกวัน
แอมพลิจูดจะลดลงช้าลงตามความสูง
บนยอดเขาแต่ละลูกที่ระดับความสูง 3,000 ม. ขึ้นไป
แอมพลิจูดรายวันอาจยังคงอยู่ที่ 3-4°
บนที่ราบสูงและกว้างใหญ่ ซึ่งเป็นช่วงอุณหภูมิรายวัน
อากาศในลำดับเดียวกับในที่ราบลุ่ม: รังสีที่ดูดซับ
และการแผ่รังสีที่มีประสิทธิผลที่นี่ก็มีขนาดใหญ่ เช่นเดียวกับพื้นผิว
การสัมผัสอากาศกับดิน
แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศรายวันที่สถานี Murghab เปิดอยู่
ในปามีร์ อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีอยู่ที่ 15.5° ในขณะที่ในทาชเคนต์อยู่ที่ 12°

54.

55. การแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

ชั้นบนสุดของดินและน้ำ เต็มไปด้วยหิมะ
ปกคลุมและพืชผักก็เปล่งออกมา
การแผ่รังสีคลื่นยาว ทางโลกนี้
รังสีมักเรียกว่าอยู่ภายใน
รังสีจากพื้นผิวโลก

56. การแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

อุณหภูมิสัมบูรณ์ของพื้นผิวโลก
อยู่ระหว่าง 180 ถึง 350°
ที่อุณหภูมิเหล่านี้ รังสีที่ปล่อยออกมา
ในทางปฏิบัติแล้วอยู่ภายใน
4-120 ไมครอน
และพลังงานสูงสุดจะตกอยู่ที่ความยาวคลื่น
10-15 ไมครอน
ดังนั้นรังสีทั้งหมดนี้
อินฟราเรดที่ตาไม่รับรู้

57.

58. การแผ่รังสีบรรยากาศ

บรรยากาศจะร้อนขึ้นดูดซับทั้งรังสีดวงอาทิตย์
(แม้จะเป็นสัดส่วนที่ค่อนข้างน้อยประมาณ 15% ของทั้งหมดก็ตาม
ปริมาณที่มายังโลก) และของมันเอง
รังสีจากพื้นผิวโลก
นอกจากนี้ยังได้รับความร้อนจากพื้นผิวโลกอีกด้วย
โดยการนำความร้อนตลอดจนโดยการระเหยและ
การควบแน่นของไอน้ำตามมา
เมื่อถูกความร้อน บรรยากาศจะแผ่กระจายออกมาเอง
เช่นเดียวกับพื้นผิวโลก มันเปล่งแสงที่มองไม่เห็น
รังสีอินฟราเรดในช่วงประมาณเดียวกัน
ความยาวคลื่น

59. ต่อต้านรังสี

รังสีบรรยากาศส่วนใหญ่ (70%) มาจาก
พื้นผิวโลก ส่วนที่เหลือก็เข้าสู่โลก
ช่องว่าง.
รังสีบรรยากาศที่มาถึงพื้นผิวโลกเรียกว่ารังสีต้าน
เคาน์เตอร์เพราะมันมุ่งไปทาง
รังสีจากพื้นผิวโลกเอง
พื้นผิวโลกดูดซับรังสีที่กำลังจะมาถึงนี้
เกือบทั้งหมด (90-99%) มันก็เป็นเช่นนั้น
สำหรับพื้นผิวโลกเป็นแหล่งความร้อนที่สำคัญ
นอกจากการดูดซับรังสีดวงอาทิตย์แล้ว

60. ต่อต้านรังสี

รังสีตอบโต้จะเพิ่มขึ้นตามความขุ่นที่เพิ่มขึ้น
เพราะเมฆเองก็แผ่รังสีอย่างแรง
สำหรับสถานีแบนที่มีละติจูดพอสมควรจะมีค่าเฉลี่ย
ความเข้มของรังสีสวนกลับ (สำหรับแต่ละ
ตารางเซนติเมตรของพื้นที่โลกแนวนอน
พื้นผิวในหนึ่งนาที)
ประมาณ 0.3-0.4 แคลอรี่
ที่สถานีบนภูเขา - ประมาณ 0.1-0.2 แคลอรี่
นี่คือการลดลงของรังสีสวนกลับตามความสูง
อธิบายได้จากปริมาณไอน้ำที่ลดลง
การแผ่รังสีตอบโต้ที่ยิ่งใหญ่ที่สุดคือที่เส้นศูนย์สูตร โดยที่
บรรยากาศเป็นไอน้ำที่อบอุ่นที่สุดและเข้มข้นที่สุด
ที่เส้นศูนย์สูตรโดยเฉลี่ย 0.5-0.6 cal/cm2 นาที
ในละติจูดขั้วโลกสูงถึง 0.3 cal/cm2 นาที

61. ต่อต้านรังสี

สารหลักในชั้นบรรยากาศที่ดูดซับ
การแผ่รังสีภาคพื้นดินและการส่งรังสีสวนกลับ
รังสีก็คือไอน้ำ
มันดูดซับรังสีอินฟราเรดได้มาก
ช่วงสเปกตรัม - ตั้งแต่ 4.5 ถึง 80 ไมครอน ยกเว้น
ช่วงเวลาระหว่าง 8.5 ถึง 11 ไมครอน
ปริมาณไอน้ำโดยเฉลี่ยในบรรยากาศ
การแผ่รังสีที่มีความยาวคลื่นตั้งแต่ 5.5 ถึง 7.0 ไมครอนขึ้นไป
ดูดซึมได้เกือบหมด
อยู่ในช่วง 8.5-11 ไมครอนเท่านั้น
ผ่านชั้นบรรยากาศออกสู่อวกาศ

62.

63.

64. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

รังสีสวนกลับจะน้อยกว่ารังสีภาคพื้นดินเสมอ
ในเวลากลางคืนเมื่อไม่มีรังสีดวงอาทิตย์ก็จะมาถึงพื้นผิวโลก
ต่อต้านรังสีเท่านั้น
พื้นผิวโลกสูญเสียความร้อนเนื่องจากความแตกต่างเชิงบวกระหว่าง
ของตัวเองและต่อต้านรังสี
ความแตกต่างระหว่างรังสีของโลกนั่นเอง
พื้นผิวและรังสีตอบโต้จากบรรยากาศ
เรียกว่ารังสีที่มีประสิทธิผล

65. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

รังสีที่มีประสิทธิผลก็คือ
การสูญเสียพลังงานรังสีสุทธิ และ
จึงมีความร้อนจากผิวโลก
ในเวลากลางคืน

66. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

ด้วยความขุ่นมัวที่เพิ่มขึ้นเรื่อยๆ
รังสีตอบโต้, รังสีที่มีประสิทธิภาพ
ลดลง
ในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ
น้อยกว่าในสภาพอากาศที่ชัดเจนมาก
ในสภาพอากาศที่มีเมฆมากน้อยและกลางคืน
การระบายความร้อนของพื้นผิวโลก

67. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

แน่นอนว่ารังสีที่มีประสิทธิผล
ก็มีให้เห็นในเวลากลางวันด้วย
แต่ในระหว่างวันจะทับซ้อนกันหรือบางส่วน
ชดเชยด้วยแสงอาทิตย์ที่ถูกดูดซับ
รังสี ดังนั้นพื้นผิวโลก
ตอนกลางวันจะอบอุ่นกว่าตอนกลางคืนด้วยเหตุนี้
และรังสีที่มีประสิทธิผล
มากขึ้นในระหว่างวัน

68. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

ดูดซับรังสีภาคพื้นดินและส่งรังสีสวนกลับ
การแผ่รังสีสู่พื้นผิวโลกบรรยากาศ
ส่วนใหญ่จะช่วยลดความเย็นของส่วนหลังค่ะ
เวลากลางคืน
ในระหว่างวัน แทบไม่ช่วยป้องกันไม่ให้โลกร้อนขึ้น
พื้นผิวด้วยรังสีดวงอาทิตย์
นี่คืออิทธิพลของชั้นบรรยากาศที่มีต่อระบบการระบายความร้อนของโลก
พื้นผิวเรียกว่าปรากฏการณ์เรือนกระจก
เนื่องจากความคล้ายคลึงภายนอกกับการกระทำของแว่นตา
โรงเรือน

69. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

โดยทั่วไปพื้นผิวโลกจะมีค่าเฉลี่ย
ละติจูดสูญเสียประสิทธิภาพ
รังสีก็ประมาณครึ่งหนึ่ง
ปริมาณความร้อนที่ได้รับ
จากการดูดซับรังสี

70. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

ความแตกต่างระหว่างการดูดซับรังสีและความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก เมื่อมีหิมะปกคลุม ความสมดุลของรังสี
ไปที่ค่าบวกที่ความสูงเท่านั้น
ดวงอาทิตย์อยู่ที่ประมาณ 20-25° เนื่องจากมีหิมะอัลเบโดขนาดใหญ่
การดูดกลืนรังสีทั้งหมดมีน้อย
ในระหว่างวัน ความสมดุลของรังสีจะเพิ่มขึ้นตามระดับความสูงที่เพิ่มขึ้น
ดวงอาทิตย์และลดลงตามการลดลง
ในเวลากลางคืนเมื่อไม่มีรังสีทั้งหมด
ความสมดุลของรังสีลบจะเท่ากับ
รังสีที่มีประสิทธิภาพ
และดังนั้นจึงมีการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยในตอนกลางคืนเว้นแต่
สภาพคลาวด์ยังคงเหมือนเดิม

76. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

ค่าเฉลี่ยช่วงเที่ยงวัน
ความสมดุลของรังสีในมอสโก:
ในฤดูร้อน ท้องฟ้าแจ่มใส - 0.51 kW/m2
ในฤดูหนาว ท้องฟ้าแจ่มใส – 0.03 kW/m2
ในฤดูร้อนภายใต้สภาวะโดยเฉลี่ย
ความขุ่น – 0.3 kW/m2,
ในฤดูหนาวภายใต้สภาวะโดยเฉลี่ย
ความขุ่น – ประมาณ 0 kW/m2

77.

78.

79. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

ความสมดุลของรังสีถูกกำหนดโดยเครื่องวัดความสมดุล
ประกอบด้วยแผ่นรับสีดำหนึ่งแผ่น
มุ่งหน้าสู่ท้องฟ้า
และอีกอย่างหนึ่ง - ลงสู่พื้นผิวโลก
ความแตกต่างในการทำความร้อนของแผ่นช่วยให้
กำหนดค่าความสมดุลของรังสี
ในเวลากลางคืนจะเท่ากับมูลค่าที่แท้จริง
รังสี

80. การแผ่รังสีสู่อวกาศ

รังสีส่วนใหญ่มาจากพื้นผิวโลก
ดูดซึมเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ
เฉพาะช่วงความยาวคลื่น 8.5-11 µm เท่านั้นที่มันผ่านได้
บรรยากาศออกสู่อวกาศ
จำนวนนี้ออกไปข้างนอกเพียง 10% ของ
รังสีดวงอาทิตย์ที่ไหลเข้าสู่ขอบเขตของชั้นบรรยากาศ
แต่นอกจากนี้บรรยากาศยังแผ่กระจายไปทั่วโลกอีกด้วย
พื้นที่ประมาณ 55% ของพลังงานที่เข้ามา
รังสีแสงอาทิตย์,
กล่าวคือมีขนาดใหญ่กว่าพื้นผิวโลกหลายเท่า

81. การแผ่รังสีสู่อวกาศ

รังสีจากชั้นล่างของชั้นบรรยากาศจะถูกดูดซับเข้าไป
ชั้นที่ทับซ้อนกันของมัน
แต่เมื่อคุณเคลื่อนตัวออกห่างจากพื้นผิวโลก เนื้อหาต่างๆ
ไอน้ำ ซึ่งเป็นตัวดูดซับรังสีหลัก
ลดลงและจำเป็นต้องมีชั้นอากาศหนามากขึ้น
เพื่อดูดซับรังสีที่มาจาก
ชั้นล่าง
เริ่มต้นจากระดับความสูงของไอน้ำโดยทั่วไป
ไม่เพียงพอที่จะดูดซับรังสีทั้งหมด
มาจากเบื้องล่างและจากชั้นบนเหล่านี้
รังสีบรรยากาศจะเข้าสู่โลก
ช่องว่าง.
การคำนวณแสดงให้เห็นว่ามีการเปล่งแสงที่รุนแรงที่สุด
ในอวกาศชั้นบรรยากาศอยู่ที่ระดับความสูง 6-10 กม.

82. การแผ่รังสีสู่อวกาศ

การแผ่รังสีคลื่นยาวจากพื้นผิวโลกและ
บรรยากาศที่หลุดออกไปสู่อวกาศเรียกว่า
รังสีที่ส่งออกไป
ก็ประมาณ 65 หน่วย ถ้าเราเอา 100 หน่วย
รังสีดวงอาทิตย์ที่ไหลเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ กันด้วย
แสงอาทิตย์คลื่นสั้นที่สะท้อนและกระจัดกระจาย
รังสีที่ออกไปนอกชั้นบรรยากาศเข้าไป
จำนวนประมาณ 35 หน่วย (อัลเบโดดาวเคราะห์ของโลก)
การแผ่รังสีที่ส่งออกไปนี้จะชดเชยการไหลเข้าของแสงอาทิตย์
รังสีมายังโลก
ดังนั้นโลกและชั้นบรรยากาศจึงสูญเสียไป
ปริมาณรังสีเท่ากันที่ได้รับคือ
อยู่ในสภาวะแผ่รังสี (รังสี)
สมดุล.

83. ความสมดุลของรังสี

Qincoming = Q ขาออก
Qincoming = I*การฉายภาพ*(1-A)
σ
1/4
ที =
ปริมาณการใช้ Q= ดิน* *T4
ที=
0
252K

84. ค่าคงที่ทางกายภาพ

ผม – ค่าคงที่พลังงานแสงอาทิตย์ - 1378 W/m2
ร(เอิร์ธ) – 6367 กม.
A – อัลเบโด้เฉลี่ยของโลกคือ 0.33
Σ – ค่าคงที่สเตฟาน-โบลต์ซมันน์ -5.67*10 -8
พร้อมm2K4

การทำความร้อนพื้นผิว ความสมดุลทางความร้อนของพื้นผิวเป็นตัวกำหนดอุณหภูมิ ขนาด และการเปลี่ยนแปลง เมื่อถูกความร้อน พื้นผิวนี้จะถ่ายเทความร้อน (ในช่วงคลื่นยาว) ทั้งไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างและสู่ชั้นบรรยากาศ พื้นผิวนี้เรียกว่าพื้นผิวที่ใช้งานอยู่

n n การแพร่กระจายความร้อนจากพื้นผิวที่ใช้งานขึ้นอยู่กับองค์ประกอบของพื้นผิวด้านล่าง และถูกกำหนดโดยความจุความร้อนและการนำความร้อน บนพื้นผิวของทวีปพื้นผิวด้านล่างคือดิน ในมหาสมุทร (ทะเล) คือน้ำ

n โดยทั่วไปดินจะมีความจุความร้อนต่ำกว่าน้ำและมีการนำความร้อนได้ดีกว่า ดังนั้นดินจึงร้อนเร็วกว่าน้ำ แต่ยังเย็นลงเร็วกว่าด้วย n น้ำร้อนขึ้นช้ากว่าและปล่อยความร้อนช้าลง นอกจากนี้ เมื่อชั้นผิวของน้ำเย็นลง การพาความร้อนจะเกิดขึ้นพร้อมกับการผสม

nn n n อุณหภูมิวัดโดยเทอร์โมมิเตอร์เป็นองศา: ในระบบ SI - เป็นองศาเคลวิน ºK ไม่ใช่ระบบ: มีหน่วยเป็นองศาเซลเซียส ºC และองศาฟาเรนไฮต์ ºF 0 oK = - 273 oC 0 องศาฟาเรนไฮต์ = -17.8 องศาเซลเซียส 0 องศาเซลเซียส = 32 องศาฟาเรนไฮต์

องศาเซลเซียส = 0.56 * F – 17.8 องศาฟาเรนไฮต์ = 1.8 * C + 32

ความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวันในดิน n n n เวลาที่ใช้ในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่ง และโมเมนต์ของอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าประมาณ 3 ชั่วโมงทุกๆ 10 ซม. ความกว้างของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันที่มีความลึกลดลง 2 เท่าทุกๆ 15 ซม. ที่ระดับความลึกโดยเฉลี่ยประมาณ 1 เมตร ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ “หายไป” ชั้นที่ความผันผวนของค่าอุณหภูมิรายวันหยุดเรียกว่าชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

n n ความกว้างของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันพร้อมความลึกลดลง 2 เท่าทุกๆ 15 ซม. ที่ระดับความลึกโดยเฉลี่ยประมาณ 1 เมตร ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ “หายไป” ชั้นที่ความผันผวนของค่าอุณหภูมิรายวันหยุดเรียกว่าชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในดินรายวันที่ระดับความลึกต่างๆ ตั้งแต่ 1 ถึง 80 ซม. พฤษภาคม

ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีในดิน n n ในละติจูดกลางชั้นของอุณหภูมิคงที่ต่อปีจะอยู่ที่ความลึก 19 -20 ม. ในละติจูดสูง - ที่ความลึก 25 ม. และในละติจูดเขตร้อนซึ่งแอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีมีขนาดเล็ก - ที่ระดับความลึก 5 -10 ม. ช่วงเวลาของการโจมตีในช่วงหนึ่งปี อุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดจะล่าช้าโดยเฉลี่ย 20-30 วันต่อเมตร

ความแปรผันของอุณหภูมิดินประจำปีที่ระดับความลึกต่างๆ ตั้งแต่ 3 ถึง 753 ซม. ในคาลินินกราด

ความแปรผันของอุณหภูมิพื้นผิวดินในแต่ละวัน n n n ความแปรผันของอุณหภูมิพื้นผิวในแต่ละวัน แห้งและไม่มีพืชพรรณ ในวันที่อากาศแจ่มใส อุณหภูมิสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังจาก 13-14 ชั่วโมง และอุณหภูมิต่ำสุดจะเกิดขึ้นในช่วงเวลาพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัวสามารถรบกวนรูปแบบอุณหภูมิในแต่ละวัน ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงค่าสูงสุดและต่ำสุด ความชื้นบนพื้นผิวและพืชพรรณมีอิทธิพลอย่างมากต่ออุณหภูมิ

n n อุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดในเวลากลางวันสามารถเป็น +80 ºС หรือมากกว่า ช่วงอุณหภูมิรายวันสูงถึง 40 ºС ปริมาณ ค่าสุดขีดและแอมพลิจูดของอุณหภูมิขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ช่วงเวลาของปี ความขุ่น คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความขรุขระ ธรรมชาติของพืชพรรณที่ปกคลุม และการวางแนวของเนินเขา (การสัมผัส)

n โมเมนต์ของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำจะล่าช้ากว่าบนบก สูงสุดเกิดขึ้นประมาณ 1,415 ชั่วโมง ต่ำสุดเกิดขึ้น 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น

ความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวัน น้ำทะเล n n ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันบนพื้นผิวมหาสมุทรในละติจูดสูงโดยเฉลี่ยเพียง 0.1 ºС ในละติจูดปานกลาง 0.4 ºС ในละติจูดเขตร้อน - 0.5 ºС ความลึกของการเจาะของการสั่นสะเทือนเหล่านี้คือ 15 -20 ม.

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิพื้นดินประจำปี n n เดือนที่อบอุ่นที่สุดในซีกโลกเหนือคือเดือนกรกฎาคม และหนาวที่สุดคือมกราคม แอมพลิจูดประจำปีจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ 5 ºСที่เส้นศูนย์สูตรถึง 60 -65 ºСในสภาพทวีปที่รุนแรงของเขตอบอุ่น

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในมหาสมุทรในแต่ละปี n n อุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดต่อปีบนพื้นผิวมหาสมุทรจะล่าช้าประมาณหนึ่งเดือนเมื่อเทียบกับพื้นดิน ค่าสูงสุดในซีกโลกเหนือเกิดขึ้นในเดือนสิงหาคม ค่าต่ำสุดในเดือนกุมภาพันธ์ แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรมีตั้งแต่ 1 ºС ในละติจูดเส้นศูนย์สูตร จนถึง 10.2 ºС ในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีทะลุความลึก 200 -300 ม.

การถ่ายเทความร้อนสู่บรรยากาศ n n n อากาศในบรรยากาศได้รับความร้อนเล็กน้อยจากรังสีดวงอาทิตย์โดยตรง บรรยากาศได้รับความร้อนจากพื้นผิวด้านล่าง ความร้อนถูกถ่ายเทสู่บรรยากาศโดยการพาความร้อน การพาความร้อน และเป็นผลจากการปล่อยความร้อนระหว่างการควบแน่นของไอน้ำ

การถ่ายเทความร้อนระหว่างการควบแน่น n n เนื่องจากความร้อนที่พื้นผิว น้ำจึงกลายเป็นไอน้ำ ไอน้ำจะถูกพัดพาขึ้นไปโดยอากาศที่ลอยขึ้น เมื่ออุณหภูมิลดลงก็อาจกลายเป็นน้ำได้ (ควบแน่น) สิ่งนี้จะปล่อยความร้อนออกสู่บรรยากาศ

กระบวนการอะเดียแบติก n n n ในอากาศที่เพิ่มขึ้น อุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงเนื่องจากกระบวนการอะเดียแบติก (เนื่องจากการแปลงพลังงานภายในของก๊าซเป็นงานและงานเป็นพลังงานภายใน) อากาศที่เพิ่มขึ้นจะขยายตัว ก่อให้เกิดงาน ซึ่งใช้พลังงานภายใน และอุณหภูมิจะลดลง ในทางกลับกันอากาศที่ลงมาจะถูกบีบอัด พลังงานที่ใช้ไปกับสิ่งนี้จะถูกปล่อยออกมา และอุณหภูมิของอากาศก็สูงขึ้น

อากาศที่แห้งหรือมีไอน้ำแต่ไม่อิ่มตัวด้วย เมื่อเพิ่มขึ้น จะเย็นลงแบบอะเดียแบติก 1 ºС ทุกๆ 100 เมตร อากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำ เมื่อเพิ่มขึ้น 100 เมตร จะเย็นลง 0.6 ºС เนื่องจากการควบแน่นเกิดขึ้นที่ มันมาพร้อมกับการปล่อยความร้อนออกมา

เมื่อลงมา ทั้งอากาศแห้งและชื้นจะร้อนเท่ากัน เนื่องจากความชื้นจะไม่เกิดการควบแน่น n ทุกๆ 100 เมตรที่ลง อากาศร้อนจะร้อนขึ้น 1°C n

การผกผัน n n n การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิตามความสูงเรียกว่าการผกผัน และชั้นที่อุณหภูมิสูงขึ้นเรียกว่าชั้นผกผัน ประเภทของการผกผัน: - การผกผันของการแผ่รังสี - การผกผันของรังสีที่เกิดขึ้นหลังพระอาทิตย์ตกเมื่อรังสีดวงอาทิตย์ให้ความร้อนแก่ชั้นบน; - การผกผันแบบ Advective - เกิดขึ้นจากการบุกรุก (advection) ของอากาศอุ่นลงบนพื้นผิวเย็น - การผกผันของ Orographic - อากาศเย็นไหลเข้าสู่ภาวะซึมเศร้าและหยุดนิ่ง

ประเภทของการกระจายอุณหภูมิที่มีความสูง a - การผกผันของพื้นผิว, b - ไอโซเทอร์มีของพื้นผิว, c - การผกผันในบรรยากาศอิสระ

Advection n n การบุกรุก (advection) ของมวลอากาศที่เกิดขึ้นภายใต้เงื่อนไขอื่น ๆ เข้าไปในดินแดนที่กำหนด มวลอากาศอุ่นทำให้อุณหภูมิอากาศเพิ่มขึ้นในพื้นที่ที่กำหนด ในขณะที่มวลอากาศเย็นทำให้อุณหภูมิลดลง

ความแปรผันของอุณหภูมิบรรยากาศอิสระรายวัน n n n ความแปรผันของอุณหภูมิรายวันและรายปีในชั้นล่างของชั้นโทรโพสเฟียร์จนถึงความสูง 2 กม. สะท้อนถึงความแปรผันของอุณหภูมิพื้นผิว เมื่อระยะห่างจากพื้นผิว แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิจะลดลง และโมเมนต์สูงสุดและต่ำสุดจะล่าช้าออกไป ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันในฤดูหนาวจะสังเกตเห็นได้สูงถึง 0.5 กม. ในฤดูร้อน - สูงถึง 2 กม. ในชั้นหนา 2 ม. พบสูงสุดรายวันประมาณ 14-15 ชั่วโมง และต่ำสุดหลังพระอาทิตย์ขึ้น แอมพลิจูดของแอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันจะลดลงตามละติจูดที่เพิ่มขึ้น ใหญ่ที่สุดในละติจูดกึ่งเขตร้อน เล็กที่สุดในละติจูดขั้วโลก

nn n เส้นที่มีอุณหภูมิเท่ากันเรียกว่าไอโซเทอร์ม ไอโซเทอมที่มีมากที่สุด ค่าสูงอุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีเรียกว่า “เส้นศูนย์สูตรความร้อน” ซึ่งอุณหภูมิจะผ่านที่ 5 องศาเซลเซียส ว.

ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละปี nn n ขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่นั้น จากเส้นศูนย์สูตรไปจนถึงขั้ว ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศในแต่ละปีจะเพิ่มขึ้น ความแปรผันของอุณหภูมิประจำปีมี 4 ประเภท โดยขึ้นอยู่กับความกว้างและเวลาที่เริ่มมีอุณหภูมิสุดขั้ว

n n ประเภทเส้นศูนย์สูตร - สองจุดสูงสุด (หลังวิษุวัต) และสองจุดต่ำสุด (หลังครีษมายัน) แอมพลิจูดในมหาสมุทรอยู่ที่ประมาณ 1 ºС เหนือพื้นดิน - สูงถึง 10 ºС อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี ประเภทเขตร้อน - หนึ่งค่าสูงสุด (หลังครีษมายัน) และค่าต่ำสุดหนึ่งค่า (หลังครีษมายัน) แอมพลิจูดเหนือมหาสมุทรอยู่ที่ประมาณ 5 ºС บนบก - สูงถึง 20 ºС อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี

n n ประเภทปานกลาง - สูงสุดหนึ่งรายการ (บนบกในเดือนกรกฎาคม เหนือมหาสมุทร - ในเดือนสิงหาคม) และขั้นต่ำหนึ่งรายการ (บนบกในเดือนมกราคม ในมหาสมุทร - ในเดือนกุมภาพันธ์) สี่ฤดูกาล แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีจะเพิ่มขึ้นตามละติจูดและระยะทางจากมหาสมุทร: บนชายฝั่ง 10 ºС ห่างจากมหาสมุทร - 60 ºС และอื่น ๆ อุณหภูมิในฤดูหนาวจะเป็นลบ ประเภทขั้วโลก - ฤดูหนาวยาวนานและหนาวมาก ฤดูร้อนสั้นและเย็นสบาย แอมพลิจูดประจำปีคือ 25 ºСหรือมากกว่า (เหนือพื้นดินสูงถึง 65 ºС) อุณหภูมิติดลบเกือบทั้งปี

n ปัจจัยที่ซับซ้อนสำหรับการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในแต่ละปี เช่นเดียวกับการเปลี่ยนแปลงรายวัน คือธรรมชาติของพื้นผิวด้านล่าง (พืชพรรณ หิมะ หรือน้ำแข็งปกคลุม) ความสูงของภูมิประเทศ ระยะทางจากมหาสมุทร การบุกรุกของมวลอากาศที่มีระบบการระบายความร้อนที่แตกต่างกัน

nn n อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยที่พื้นผิวโลกในซีกโลกเหนือในเดือนมกราคมคือ +8 ºСในเดือนกรกฎาคม +22 ºС; ทางทิศใต้ - ในเดือนกรกฎาคม +10 ºСในเดือนมกราคม +17 ºС ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศในแต่ละปีคือ 14 ºC สำหรับซีกโลกเหนือ และเพียง 7 ºC สำหรับซีกโลกใต้ ซึ่งบ่งชี้ว่าซีกโลกใต้มีทวีปน้อยกว่า อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีที่พื้นผิวโลกโดยรวมคือ +14 ºС

เจ้าของสถิติโลก n n n อุณหภูมิอากาศสูงสุดสัมบูรณ์ถูกสังเกต: ในซีกโลกเหนือ - ในแอฟริกา (ลิเบีย, +58.1 ºС) และในที่ราบสูงเม็กซิกัน (เซนต์หลุยส์, +58 ºС) ในซีกโลกใต้ - ในออสเตรเลีย (+51ºС) ค่าต่ำสุดสัมบูรณ์ถูกบันทึกไว้ในแอนตาร์กติกา (-88.3 ºС, สถานีวอสตอค) และในไซบีเรีย (Verkhoyansk, -68 ºС, Oymyakon, -77.8 ºС) เฉลี่ย อุณหภูมิประจำปีสูงที่สุดในแอฟริกาเหนือ (ลู, โซมาเลีย, +31 ºС), ต่ำสุดในทวีปแอนตาร์กติกา (สถานีวอสตอค, -55, 6 ºС)

โซนความร้อน n n n เหล่านี้เป็นโซนละติจูดของโลกที่มีอุณหภูมิที่แน่นอน เนื่องจากการกระจายตัวของพื้นดินและมหาสมุทร อากาศและกระแสน้ำไม่สม่ำเสมอ โซนความร้อนจึงไม่ตรงกับโซนแสง ไอโซเทอร์ม - เส้นที่มีอุณหภูมิเท่ากัน - ถือเป็นขอบเขตของสายพาน

โซนความร้อน n n มี 7 โซนความร้อน -เขตร้อนซึ่งตั้งอยู่ระหว่างไอโซเทอร์มประจำปี +20 ºСของซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้ - สอง เขตอบอุ่น, ถูกจำกัดไว้ที่ด้านเส้นศูนย์สูตรด้วยไอโซเทอมรายปีที่ +20 ºС และที่ด้านขั้วด้วยไอโซเทอม +10 ºС ของเดือนที่ร้อนที่สุด - สองโซนเย็นที่ตั้งอยู่ระหว่างไอโซเทอร์ม +10 ºС และ 0 ºС ของเดือนที่ร้อนที่สุด

สมดุลความร้อนจะกำหนดอุณหภูมิ ขนาด และการเปลี่ยนแปลงบนพื้นผิวที่ได้รับความร้อนโดยตรงจากรังสีดวงอาทิตย์ เมื่อถูกความร้อน พื้นผิวนี้จะถ่ายเทความร้อน (ในช่วงคลื่นยาว) ทั้งไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างและสู่ชั้นบรรยากาศ พื้นผิวนั้นเองเรียกว่า พื้นผิวที่ใช้งานอยู่.

ค่าสูงสุดขององค์ประกอบทั้งหมดของสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ประมาณเที่ยง ข้อยกเว้นคือการแลกเปลี่ยนความร้อนสูงสุดในดินซึ่งเกิดขึ้นในตอนเช้า แอมพลิจูดสูงสุดของความแปรผันรายวันของส่วนประกอบสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ในฤดูร้อน ซึ่งเป็นค่าต่ำสุดในฤดูหนาว

อุณหภูมิพื้นผิวที่เปลี่ยนแปลงในแต่ละวัน จะแห้งและไร้พืชพรรณ ในวันที่อากาศแจ่มใส อุณหภูมิสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังจากนั้น 14 ชั่วโมง และต่ำสุดคือประมาณเวลาพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัวสามารถรบกวนรูปแบบอุณหภูมิในแต่ละวัน ส่งผลให้ค่าสูงสุดและต่ำสุดเปลี่ยนแปลง ความชื้นบนพื้นผิวและพืชพรรณมีอิทธิพลอย่างมากต่ออุณหภูมิ

อุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดในเวลากลางวันสามารถ +80 o C หรือมากกว่า ความผันผวนรายวันสูงถึง 40 องศา ขนาดของค่าที่รุนแรงและแอมพลิจูดของอุณหภูมิขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ช่วงเวลาของปี ความขุ่น คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความขรุขระ ธรรมชาติของพืชพรรณที่ปกคลุม และการวางแนวของความลาดชัน (การสัมผัส)

การแพร่กระจายความร้อนจากพื้นผิวที่ใช้งานจะขึ้นอยู่กับองค์ประกอบของพื้นผิวที่อยู่ด้านล่าง และจะถูกกำหนดโดยความจุความร้อนและการนำความร้อน บนพื้นผิวของทวีปพื้นผิวด้านล่างคือดิน ในมหาสมุทร (ทะเล) คือน้ำ

โดยทั่วไปดินจะมีความจุความร้อนต่ำกว่าน้ำและมีการนำความร้อนมากกว่า ดังนั้นพวกมันจึงร้อนและเย็นเร็วกว่าน้ำ

ต้องใช้เวลาในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่ง และช่วงเวลาของการเริ่มต้นของค่าอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าประมาณ 3 ชั่วโมงทุกๆ 10 ซม. ยิ่งชั้นลึกเท่าไรก็ยิ่งได้รับความร้อนน้อยลงและความผันผวนของอุณหภูมิก็จะน้อยลงเท่านั้น ความกว้างของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันที่มีความลึกลดลง 2 เท่าทุกๆ 15 ซม. ที่ระดับความลึกโดยเฉลี่ยประมาณ 1 เมตร ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ “หายไป” เลเยอร์ที่พวกเขาหยุดเรียกว่า ชั้นอุณหภูมิคงที่รายวัน

ยิ่งช่วงอุณหภูมิผันผวนนานขึ้น ก็ยิ่งกระจายตัวลึกมากขึ้นเท่านั้น ดังนั้นในละติจูดกลางชั้นอุณหภูมิคงที่ต่อปีจะอยู่ที่ความลึก 19-20 ม. ในละติจูดสูง - ที่ความลึก 25 ม. และในละติจูดเขตร้อนซึ่งแอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีมีขนาดเล็ก - ที่ความลึก 5- 10 ม. ช่วงเวลาของการเริ่มต้นของอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในช่วงปีจะล่าช้าโดยเฉลี่ย 20-30 วันต่อเมตร

อุณหภูมิในชั้นอุณหภูมิคงที่ประจำปีจะใกล้เคียงกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยประจำปีเหนือพื้นผิว

น้ำร้อนขึ้นช้าลงและปล่อยความร้อนช้าลง นอกจากนี้ รังสีดวงอาทิตย์ยังสามารถทะลุผ่านได้ลึกมาก โดยให้ความร้อนแก่ชั้นที่ลึกลงไปโดยตรง การถ่ายโอนความร้อนสู่ความลึกไม่ได้เกิดขึ้นมากนักเนื่องจากการนำความร้อนระดับโมเลกุล แต่เกิดขึ้นมากกว่าเนื่องจากการผสมน้ำโดยความปั่นป่วนหรือกระแสน้ำ เมื่อชั้นผิวของน้ำเย็นลง การพาความร้อนจะเกิดขึ้นพร้อมกับการผสมด้วย

ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันบนพื้นผิวมหาสมุทรในละติจูดสูงโดยเฉลี่ยเพียง 0.1 องศาเซลเซียส ในละติจูดปานกลาง - 0.4 องศาเซลเซียส ในละติจูดเขตร้อน - 0.5 องศาเซลเซียส ความลึกของการเจาะทะลุของความผันผวนเหล่านี้คือ 15-20 เมตร

แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายปีบนพื้นผิวมหาสมุทรมีตั้งแต่ 1°C ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรไปจนถึง 10.2°° ในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีเจาะลึกถึง 200-300 ม.

โมเมนต์ของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำจะล่าช้ากว่าบนบก สูงสุดเกิดขึ้นประมาณ 15-16 ชั่วโมง ขั้นต่ำ – นิ้ว 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น อุณหภูมิสูงสุดประจำปีที่พื้นผิวมหาสมุทรในซีกโลกเหนือเกิดขึ้นในเดือนสิงหาคม และอุณหภูมิต่ำสุดในเดือนกุมภาพันธ์

คำถามที่ 7 (บรรยากาศ) -- อุณหภูมิของอากาศเปลี่ยนแปลงตามระดับความสูงบรรยากาศประกอบด้วยส่วนผสมของก๊าซที่เรียกว่าอากาศ ซึ่งมีอนุภาคของเหลวและของแข็งแขวนลอยอยู่ มวลรวมของมวลอย่างหลังไม่มีนัยสำคัญเมื่อเปรียบเทียบกับมวลบรรยากาศทั้งหมด อากาศในบรรยากาศใกล้พื้นผิวโลกมักจะมีความชื้น ซึ่งหมายความว่าองค์ประกอบรวมถึงก๊าซอื่น ๆ รวมถึงไอน้ำด้วยเช่น น้ำมีสถานะเป็นก๊าซ ปริมาณไอน้ำในอากาศแปรผันภายในขีดจำกัดที่สำคัญ ไม่เหมือนอย่างอื่น ส่วนประกอบอากาศ: ใกล้พื้นผิวโลกจะผันผวนระหว่างหนึ่งในร้อยของเปอร์เซ็นต์ถึงหลายเปอร์เซ็นต์ สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่าภายใต้สภาวะที่มีอยู่ในบรรยากาศ ไอน้ำสามารถเปลี่ยนเป็นสถานะของเหลวและของแข็ง และในทางกลับกัน สามารถเข้าสู่ชั้นบรรยากาศได้อีกครั้งเนื่องจากการระเหยจากพื้นผิวโลก อากาศก็เหมือนกับร่างกายอื่นๆ มักจะมีอุณหภูมิแตกต่างจากศูนย์สัมบูรณ์เสมอ อุณหภูมิของอากาศในทุกจุดในบรรยากาศมีการเปลี่ยนแปลงตลอดเวลา ในสถานที่ต่าง ๆ บนโลกในเวลาเดียวกันก็แตกต่างกันเช่นกัน บนพื้นผิวโลก อุณหภูมิของอากาศจะแปรผันในช่วงที่ค่อนข้างกว้าง โดยค่าสุดขั้วที่สังเกตได้จนถึงตอนนี้คือต่ำกว่า +60° เล็กน้อย (ในทะเลทรายเขตร้อน) และประมาณ -90° (บนแผ่นดินใหญ่แอนตาร์กติก) ด้วยความสูง อุณหภูมิของอากาศจะเปลี่ยนแปลงไปในชั้นต่างๆ และในกรณีต่างๆ ในรูปแบบที่ต่างกัน โดยเฉลี่ยตอนแรกจะลดลงไปที่ความสูง 10-15 กม. จากนั้นเพิ่มเป็น 50-60 กม. แล้วตกลงอีกครั้ง เป็นต้น - - การไล่ระดับอุณหภูมิแนวตั้งซิน การไล่ระดับอุณหภูมิแนวตั้ง - การไล่ระดับอุณหภูมิแนวตั้ง - การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิเมื่อเพิ่มระดับความสูงเหนือระดับน้ำทะเล ถ่ายต่อหน่วยระยะทาง จะถือว่าเป็นบวกหากอุณหภูมิลดลงตามระดับความสูง ในกรณีตรงกันข้าม ตัวอย่างเช่น ในสตราโตสเฟียร์ อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นเมื่อมันเพิ่มขึ้น จากนั้นจะมีการไล่ระดับสีแนวตั้งแบบย้อนกลับ (ผกผัน) ซึ่งกำหนดเครื่องหมายลบ ในชั้นโทรโพสเฟียร์ อุณหภูมิเฉลี่ยอยู่ที่ 0.65o/100 m แต่ในบางกรณีอาจเกิน 1o/100 m หรือ ค่าลบระหว่างการผกผันของอุณหภูมิ ในชั้นล่างบนบกในฤดูร้อนอาจสูงขึ้นได้หลายสิบเท่า - กระบวนการอะเดียแบติก- กระบวนการอะเดียแบติก (กระบวนการอะเดียแบติก) เป็นกระบวนการทางอุณหพลศาสตร์ที่เกิดขึ้นในระบบที่ไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม () นั่นคือในระบบที่แยกอะเดียแบติกซึ่งสถานะสามารถเปลี่ยนแปลงได้โดยการเปลี่ยนพารามิเตอร์ภายนอกเท่านั้น แนวคิดของฉนวนอะเดียแบติกคือการทำให้เปลือกฉนวนความร้อนหรือ Dewars (เปลือกอะเดียแบติก) เป็นอุดมคติ การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิของวัตถุภายนอกไม่ส่งผลกระทบต่อระบบที่ถูกแยกแบบอะเดียแบติก และพลังงาน U ของพวกมันสามารถเปลี่ยนแปลงได้เนื่องจากงานที่ทำโดยระบบ (หรือบนระบบ) เท่านั้น ตามกฎข้อที่หนึ่งของอุณหพลศาสตร์ ในกระบวนการอะเดียแบติกแบบผันกลับได้สำหรับระบบที่เป็นเนื้อเดียวกัน โดยที่ V คือปริมาตรของระบบ p คือความดัน และในกรณีทั่วไป เมื่อ aj เป็นพารามิเตอร์ภายนอก Aj คือแรงทางอุณหพลศาสตร์ ตามกฎข้อที่สองของอุณหพลศาสตร์ ด้วยกระบวนการอะเดียแบติกที่ผันกลับได้ เอนโทรปีจะคงที่ และเมื่อมีกระบวนการอะเดียแบติกที่ผันกลับไม่ได้จะเพิ่มขึ้น กระบวนการที่รวดเร็วมากซึ่งการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อมไม่มีเวลาเกิดขึ้น เช่น ในระหว่างการแพร่กระจายของเสียง ถือได้ว่าเป็นกระบวนการอะเดียแบติก เอนโทรปีขององค์ประกอบเล็กๆ แต่ละส่วนของของไหลเมื่อมันเคลื่อนที่ด้วยความเร็ว v ยังคงไม่เปลี่ยนแปลง ดังนั้นอนุพันธ์รวมของเอนโทรปี s ต่อหน่วยมวลจะเท่ากับศูนย์ (สภาวะอะเดียแบติก) ตัวอย่างง่ายๆกระบวนการอะเดียแบติกคือการบีบอัด (หรือการขยายตัว) ของก๊าซในกระบอกสูบที่หุ้มฉนวนความร้อนด้วยลูกสูบที่หุ้มฉนวนความร้อน อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นเมื่อการบีบอัด อุณหภูมิจะลดลงตามการขยายตัว อีกตัวอย่างหนึ่งของกระบวนการอะเดียแบติกคือการล้างอำนาจแม่เหล็กแบบอะเดียแบติก ซึ่งใช้ในวิธีการทำความเย็นด้วยแม่เหล็ก กระบวนการอะเดียแบติกแบบพลิกกลับได้ หรือที่เรียกว่าไอเซนโทรปิก จะแสดงบนแผนภาพเฟสโดยอะเดียแบติก (ไอเซนโทรป) -อากาศที่เพิ่มขึ้นซึ่งเข้าสู่สภาพแวดล้อมที่หายาก จะขยายตัวและทำให้เย็นลง ในขณะที่อากาศลดลง ในทางกลับกัน จะร้อนขึ้นเนื่องจากการอัด การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิเนื่องจากพลังงานภายในโดยไม่มีการไหลเข้าและการสูญเสียความร้อนเรียกว่าอะเดียแบติก การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอะเดียแบติกเกิดขึ้นตาม อะเดียแบติกแห้งและอะเดียแบติกเปียกกฎหมาย ดังนั้นการไล่ระดับสีตามแนวตั้งของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิตามความสูงจึงมีความโดดเด่นเช่นกัน การไล่ระดับอะเดียแบติกแบบแห้งคือการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิของอากาศแห้งหรืออากาศไม่อิ่มตัวชื้น 1 ° C ทุกๆ 100 เมตรของการขึ้นหรือลง และการไล่ระดับอะเดียแบติกแบบชื้นคืออุณหภูมิของอากาศอิ่มตัวชื้นที่ลดลงน้อยกว่า 1 ° C สำหรับการขึ้นทุกๆ 100 เมตร

-ผกผันในอุตุนิยมวิทยาหมายถึงลักษณะที่ผิดปกติของการเปลี่ยนแปลงของพารามิเตอร์ใด ๆ ในชั้นบรรยากาศที่มีระดับความสูงเพิ่มขึ้น ส่วนใหญ่มักหมายถึงการผกผันของอุณหภูมิ กล่าวคือ การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิโดยมีความสูงในชั้นบรรยากาศบางชั้น แทนที่จะลดลงตามปกติ (ดูบรรยากาศของโลก)

การผกผันมีสองประเภท:

1. การผกผันของอุณหภูมิพื้นผิวเริ่มต้นโดยตรงจากพื้นผิวโลก (ความหนาของชั้นผกผันเป็นสิบเมตร)

2. การผกผันของอุณหภูมิในบรรยากาศอิสระ (ความหนาของชั้นผกผันถึงหลายร้อยเมตร)

การผกผันของอุณหภูมิช่วยป้องกันการเคลื่อนที่ของอากาศในแนวดิ่ง และก่อให้เกิดหมอกควัน หมอก หมอกควัน เมฆ และภาพลวงตา การผกผันขึ้นอยู่กับลักษณะภูมิประเทศในท้องถิ่นเป็นอย่างมาก อุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นในชั้นผกผันมีตั้งแต่หนึ่งในสิบขององศาถึง 15-20 °C หรือมากกว่า การผกผันของอุณหภูมิพื้นผิวมีกำลังมากที่สุด ไซบีเรียตะวันออกและในทวีปแอนตาร์กติกาในฤดูหนาว

ตั๋ว.

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศรายวัน -การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศในระหว่างวัน โดยทั่วไปการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันสะท้อนถึงการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิของพื้นผิวโลก แต่ช่วงเวลาของการเริ่มต้นของจุดสูงสุดและจุดต่ำสุดนั้นค่อนข้างล่าช้า โดยสูงสุดจะสังเกตได้ในเวลา 14:00 น. ต่ำสุดคือหลังพระอาทิตย์ขึ้น ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศรายวันในฤดูหนาวจะสังเกตเห็นได้สูงถึง 0.5 กม. ในฤดูร้อนสูงถึง 2 กม.

แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศรายวัน -ความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิอากาศสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวัน แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันจะยิ่งใหญ่ที่สุดในทะเลทรายเขตร้อน - มากถึง 40 0 ​​ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรและเขตอบอุ่นจะลดลง แอมพลิจูดรายวันจะน้อยลงในฤดูหนาวและในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก เหนือผิวน้ำจะน้อยกว่าเหนือพื้นดินมาก ปกคลุมไปด้วยพืชพรรณน้อยกว่าพื้นผิวเปลือย

ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละปีจะพิจารณาจากละติจูดของสถานที่เป็นหลัก การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศประจำปี -การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนตลอดทั้งปี แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศประจำปี -ความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนสูงสุดและต่ำสุด การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิประจำปีมีสี่ประเภท; แต่ละประเภทมีสองประเภทย่อย - การเดินเรือและทวีปโดดเด่นด้วยแอมพลิจูดอุณหภูมิที่แตกต่างกันในแต่ละปี ใน เส้นศูนย์สูตรประเภทของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในแต่ละปี จะสังเกตค่าสูงสุดขนาดเล็ก 2 ค่าและค่าต่ำสุดขนาดเล็ก 2 ค่า ค่าสูงสุดเกิดขึ้นหลังจากเส้นศูนย์สูตร เมื่อดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสูงสุดเหนือเส้นศูนย์สูตร ในประเภทย่อยทางทะเล แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศต่อปีคือ 1-2 0 ในประเภทย่อยของทวีป 4-6 0 อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี ใน เขตร้อนตามประเภทของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิประจำปี จะมีค่าสูงสุดหนึ่งค่าหลังจากครีษมายันและค่าต่ำสุดหนึ่งค่าหลังจากครีษมายันในซีกโลกเหนือ ในประเภทย่อยทางทะเล แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีคือ 5 0 ในประเภทย่อยของทวีปคือ 10-20 0 ใน ปานกลางประเภทของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิประจำปี โดยมีค่าสูงสุดหนึ่งค่าหลังครีษมายันและค่าต่ำสุดหนึ่งค่าหลังจากครีษมายันในซีกโลกเหนือ ในฤดูหนาวอุณหภูมิติดลบ เหนือมหาสมุทร แอมพลิจูดอยู่ที่ 10-15 0 เหนือพื้นดินจะเพิ่มขึ้นตามระยะทางจากมหาสมุทร: บนชายฝั่ง - 10 0 ในใจกลางทวีป - มากถึง 60 0 ใน ขั้วโลกประเภทของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิประจำปี จะมีค่าสูงสุดหนึ่งค่าหลังครีษมายันและค่าต่ำสุดหนึ่งค่าหลังจากครีษมายันในซีกโลกเหนือ อุณหภูมิจะเป็นลบเกือบทั้งปี แอมพลิจูดประจำปีในทะเลคือ 20-30 0 บนบก - 60 0 ประเภทที่ระบุสะท้อนถึงความแปรผันของอุณหภูมิตามโซนอันเนื่องมาจากการไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ สำหรับการแปรผันของอุณหภูมิประจำปี อิทธิพลอันยิ่งใหญ่ทำให้เกิดการเคลื่อนตัวของมวลอากาศ

ตั๋ว.

ไอโซเทอม-เส้นเชื่อมต่อจุดบนแผนที่ด้วยอุณหภูมิเดียวกัน

ในฤดูร้อน ทวีปต่างๆ จะอุ่นขึ้น และไอโซเทอร์มเหนือพื้นดินจะโค้งงอไปทางขั้วโลก

บนแผนที่ อุณหภูมิฤดูหนาว(เดือนธันวาคมในซีกโลกเหนือและกรกฎาคมในซีกโลกใต้) ไอโซเทอร์มเบี่ยงเบนไปจากแนวขนานอย่างมีนัยสำคัญ เหนือมหาสมุทร ไอโซเทอร์มจะเคลื่อนไปไกลถึงละติจูดสูง ก่อตัวเป็น “ลิ้นความร้อน”; เหนือพื้นดิน ไอโซเทอร์มจะเบี่ยงเบนไปทางเส้นศูนย์สูตร

อุณหภูมิเฉลี่ยต่อปีของซีกโลกเหนือคือ +15.2 0 C และซีกโลกใต้คือ +13.2 0 C อุณหภูมิต่ำสุดในซีกโลกเหนือถึง -77 0 C (Oymyakon) และ -68 0 C (Verkhoyansk) ใน ซีกโลกใต้อุณหภูมิต่ำสุดต่ำกว่ามาก ที่สถานี Sovetskaya และ Vostok มีการบันทึกอุณหภูมิ -89.2 0 C อุณหภูมิต่ำสุดในสภาพอากาศแจ่มใสในทวีปแอนตาร์กติกาสามารถลดลงเหลือ -93 0 C มากที่สุด อุณหภูมิสูงสังเกตได้ในทะเลทราย เขตร้อนในตริโปลี +58 0 C; ในแคลิฟอร์เนียใน Death Valley อุณหภูมิอยู่ที่ +56.7 0

แผนที่ความผิดปกติให้ข้อมูลว่าทวีปและมหาสมุทรมีอิทธิพลต่อการกระจายตัวของอุณหภูมิมากน้อยเพียงใด อิซาโนมาลี-เส้นเชื่อมจุดที่มีอุณหภูมิผิดปกติเท่ากัน ความผิดปกติคือการเบี่ยงเบนของอุณหภูมิจริงจากอุณหภูมิละติจูดเฉลี่ย ความผิดปกติอาจเป็นค่าบวกหรือค่าลบ ผลเชิงบวกจะพบเห็นได้ในฤดูร้อนเหนือทวีปที่มีอากาศอบอุ่น

เขตร้อนและวงกลมขั้วโลกไม่ถือเป็นขอบเขตที่ถูกต้อง โซนความร้อน (ระบบจำแนกสภาพอากาศตามอุณหภูมิอากาศ)เนื่องจากการกระจายอุณหภูมิได้รับอิทธิพลจากปัจจัยอื่นหลายประการ: การกระจายตัวของพื้นดินและน้ำ กระแสน้ำ ไอโซเทอร์มถือเป็นขอบเขตของโซนความร้อน เข็มขัดร้อนตั้งอยู่ระหว่างอุณหภูมิไอโซเทอร์มประจำปีที่ 20 0 C และแสดงแนวต้นปาล์มป่า ขอบเขตของเขตอบอุ่นจะลากไปตามไอโซเทอร์ม 10 0 ของเดือนที่ร้อนที่สุด ในซีกโลกเหนือชายแดนเกิดขึ้นพร้อมกับการกระจายตัวของป่าทุนดรา ขอบเขตของแถบเย็นเป็นไปตามไอโซเทอร์ม 0 0 ของเดือนที่ร้อนที่สุด เข็มขัดฟรอสต์ตั้งอยู่รอบเสา