Régimen de temperatura de la superficie subyacente. Régimen térmico de la superficie y la atmósfera terrestres Régimen térmico de la superficie y la atmósfera subyacentes

El balance de calor determina la temperatura, su magnitud y cambio en la superficie que es calentada directamente por los rayos del sol. Cuando se calienta, esta superficie transfiere calor (en el rango de onda larga) tanto a las capas subyacentes como a la atmósfera. La superficie misma se llama superficie activa.

El valor máximo de todos los elementos del balance de calor se observa en las horas cercanas al mediodía. La excepción es el máximo intercambio de calor en el suelo, que cae en las horas de la mañana. Las amplitudes máximas de la variación diurna de los componentes del balance térmico se observan en verano y las mínimas en invierno.

En el curso diurno de la temperatura superficial, seca y desprovista de vegetación, en un día despejado, el máximo se produce tras 14 horas, y el mínimo es alrededor del amanecer. La nubosidad puede perturbar la variación diurna de la temperatura, provocando un desplazamiento de las máximas y mínimas. gran influencia la temperatura está influenciada por la humedad superficial y la vegetación.

Los máximos diarios de temperatura superficial pueden ser de +80 o C o más. Las fluctuaciones diarias alcanzan los 40 o. Los valores de valores extremos y amplitudes de temperatura dependen de la latitud del lugar, estación, nubosidad, propiedades térmicas de la superficie, su color, rugosidad, naturaleza de la cubierta vegetal, orientación de la pendiente (exposición).

La propagación del calor desde la superficie activa depende de la composición del sustrato subyacente y estará determinada por su capacidad calorífica y conductividad térmica. En la superficie de los continentes, el sustrato subyacente es el suelo, en los océanos (mares), el agua.

Los suelos en general tienen una capacidad calorífica más baja que el agua y una conductividad térmica más alta. Por lo tanto, se calientan y enfrían más rápido que el agua.

Se dedica tiempo a la transferencia de calor de una capa a otra, y los momentos de inicio de los valores de temperatura máxima y mínima durante el día se retrasan cada 10 cm en aproximadamente 3 horas. Cuanto más profunda es la capa, menos calor recibe y más débiles son las fluctuaciones de temperatura en ella. La amplitud de las fluctuaciones de temperatura diurnas con la profundidad disminuye 2 veces por cada 15 cm. A una profundidad media de aproximadamente 1 m, las fluctuaciones diarias de la temperatura del suelo "se desvanecen". La capa donde se detienen se llama capa de temperatura diaria constante.

Cuanto más largo sea el período de fluctuaciones de temperatura, más profundas se propagarán. Así, en las latitudes medias, la capa de temperatura anual constante se encuentra a una profundidad de 19–20 m, en latitudes altas, a una profundidad de 25 m, y en latitudes tropicales, donde las amplitudes de temperatura anual son pequeñas, a una profundidad de 5 a 10 m años se retrasan una media de 20 a 30 días por metro.

La temperatura en la capa de temperatura anual constante está cerca de la temperatura media anual del aire sobre la superficie.

El agua se calienta más lentamente y libera calor más lentamente. Además rayos de sol puede penetrar a grandes profundidades, calentando directamente las capas más profundas. La transferencia de calor a profundidad no se debe tanto a la conductividad térmica molecular, sino en mayor medida a la mezcla de aguas de forma turbulenta o corrientes. Cuando las capas superficiales de agua se enfrían, se produce una convección térmica, que también va acompañada de una mezcla.

Las fluctuaciones diarias de temperatura en la superficie del océano en latitudes altas son en promedio solo 0.1ºС, en templado - 0.4ºС, en tropical - 0.5ºС, La profundidad de penetración de estas fluctuaciones es de 15-20 m.

Amplitudes anuales de temperatura en la superficie del océano desde 1ºС en latitudes ecuatoriales hasta 10,2ºС en latitudes templadas. Las fluctuaciones anuales de temperatura penetran hasta una profundidad de 200-300 m.

Los momentos de máxima temperatura en los cuerpos de agua se retrasan con respecto a la tierra. El máximo está alrededor 15-16 horas, al menos 2-3 horas después del amanecer. La temperatura máxima anual en la superficie del océano en el hemisferio norte ocurre en agosto, la mínima, en febrero.

Pregunta 7 (atmósfera) - cambio en la temperatura del aire con la altura. La atmósfera está formada por una mezcla de gases llamada aire, en la que se encuentran suspendidas partículas líquidas y sólidas. La masa total de este último es insignificante en comparación con la masa total de la atmósfera. aire atmosférico en superficie de la Tierra suele estar mojado. Esto significa que su composición, junto con otros gases, incluye vapor de agua, es decir, agua en estado gaseoso. El contenido de vapor de agua en el aire varía significativamente, a diferencia de otros partes constituyentes aire: cerca de la superficie de la tierra, fluctúa entre centésimas de uno por ciento y un pequeño porcentaje. Esto se explica por el hecho de que, en las condiciones existentes en la atmósfera, el vapor de agua puede pasar a estado líquido y sólido y, a la inversa, puede volver a entrar en la atmósfera por evaporación desde la superficie terrestre. El aire, como cualquier cuerpo, siempre tiene una temperatura distinta del cero absoluto. La temperatura del aire en cada punto de la atmósfera cambia continuamente; en diferentes lugares de la Tierra al mismo tiempo también es diferente. En la superficie terrestre, la temperatura del aire varía dentro de un rango bastante amplio: sus valores extremos, observados hasta ahora, están ligeramente por debajo de +60 ° (en los desiertos tropicales) y alrededor de -90 ° (en el continente de la Antártida). Con la altura, la temperatura del aire varía en diferentes capas y en diferentes casos de diferentes maneras. En promedio, primero disminuye a una altura de 10 a 15 km, luego crece a 50 a 60 km, luego vuelve a caer, etc. . - GRADIENTE DE TEMPERATURA VERTICAL sin. GRADIENTE DE TEMPERATURA VERTICAL - gradiente de temperatura vertical - cambio de temperatura con el aumento de la altura sobre el nivel del mar, medido por unidad de distancia. Se considera positivo si la temperatura disminuye con la altura. En el caso contrario, por ejemplo, en la estratosfera, la temperatura aumenta durante el ascenso y luego se forma un gradiente vertical inverso (inversión), al que se le asigna un signo menos. En la troposfera, V.t.g. en promedio 0.65o/100 m, pero casos individuales puede superar 1o/100 m o tomar valores negativos durante las inversiones de temperatura. En la capa superficial de la tierra en tiempo cálido años, puede ser diez veces mayor. - proceso adiabático- Proceso adiabático (proceso adiabático): un proceso termodinámico que ocurre en un sistema sin intercambio de calor con medioambiente(), es decir, en un sistema aislado adiabáticamente, cuyo estado solo se puede cambiar cambiando los parámetros externos. El concepto de aislamiento adiabático es una idealización de las capas termoaislantes o recipientes Dewar (capas adiabáticas). Cambio de temperatura cuerpos externos no afecta a un sistema aislado adiabáticamente, y su energía U puede cambiar solo debido al trabajo realizado por el sistema (o sobre él). De acuerdo con la primera ley de la termodinámica, en un proceso adiabático reversible para un sistema homogéneo, donde V es el volumen del sistema, p es la presión, y en el caso general, donde aj son parámetros externos, Aj son fuerzas termodinámicas. De acuerdo con la segunda ley de la termodinámica, en un proceso adiabático reversible, la entropía es constante y en un proceso irreversible, aumenta. Los procesos muy rápidos en los que el intercambio de calor con el medio ambiente no tiene tiempo, por ejemplo, durante la propagación del sonido, pueden considerarse como un proceso adiabático. La entropía de cada pequeño elemento del fluido permanece constante durante su movimiento con una velocidad v, por lo que la derivada total de la entropía s, por unidad de masa, es igual a cero (condición de adiabaticidad). Un ejemplo simple de un proceso adiabático es la compresión (o expansión) de un gas en un cilindro aislado térmicamente con un pistón aislado térmicamente: la temperatura aumenta durante la compresión y disminuye durante la expansión. Otro ejemplo de un proceso adiabático es la desmagnetización adiabática, que se utiliza en el método de enfriamiento magnético. Un proceso adiabático reversible, también llamado proceso isentrópico, se representa en el diagrama de estado mediante una adiabática (isentropía). El aire que asciende, al entrar en un medio enrarecido, se expande, se enfría y, por el contrario, desciende, se calienta debido a la compresión. Tal cambio de temperatura debido a la energía interna, sin entrada y liberación de calor, se llama adiabático. Los cambios adiabáticos de temperatura ocurren de acuerdo con adiabático seco y adiabático húmedo leyes En consecuencia, también se distinguen los gradientes verticales de cambio de temperatura con la altura. El gradiente adiabático seco es un cambio en la temperatura del aire seco o húmedo no saturado de 1 °C por cada 100 metros de elevación o descenso, y el gradiente adiabático húmedo es una disminución de la temperatura del aire saturado húmedo en menos de 1 °C. por cada 100 metros de desnivel.

-Inversión en meteorología, significa la naturaleza anómala de un cambio en un parámetro en la atmósfera a medida que aumenta la altitud. La mayoría de las veces esto se refiere a una inversión de temperatura, es decir, un aumento de la temperatura con la altura en una determinada capa de la atmósfera en lugar de la disminución habitual (ver la atmósfera de la Tierra).

Hay dos tipos de inversión:

1. inversiones de temperatura de la superficie que comienzan directamente desde la superficie de la tierra (el espesor de la capa de inversión es de decenas de metros)

2. Inversiones de temperatura en la atmósfera libre (el espesor de la capa de inversión alcanza cientos de metros)

La inversión de temperatura evita el movimiento vertical del aire y contribuye a la formación de neblina, niebla, smog, nubes, espejismos. La inversión depende en gran medida de las características locales del terreno. El aumento de temperatura en la capa de inversión varía desde décimas de grado hasta 15-20 °C y más. Las inversiones de temperatura superficial en el este de Siberia y la Antártida en invierno son las más poderosas.

Billete.

El curso diario de la temperatura del aire - cambio en la temperatura del aire durante el día. El curso diario de la temperatura del aire en general refleja el curso de la temperatura de la superficie terrestre, pero los momentos de inicio de los máximos y mínimos son algo tardíos, el máximo se observa a las 2 pm, el mínimo después del amanecer. Las fluctuaciones diarias en la temperatura del aire en invierno son notables hasta una altura de 0,5 km, en verano, hasta 2 km.

Amplitud diaria de la temperatura del aire - la diferencia entre las temperaturas máximas y mínimas del aire durante el día. La amplitud diaria de la temperatura del aire es mayor en los desiertos tropicales - hasta 40 0, en ecuatoriales y latitudes templadas oh, se está encogiendo. La amplitud diaria es menor en invierno y con tiempo nublado. Sobre la superficie del agua, es mucho menor que sobre la tierra; sobre la cubierta vegetal es menor que sobre las superficies desnudas.

El curso anual de la temperatura del aire está determinado principalmente por la latitud del lugar. El curso anual de la temperatura del aire - cambio en la temperatura media mensual durante el año. Amplitud anual de la temperatura del aire - la diferencia entre las temperaturas máximas y mínimas medias mensuales. Hay cuatro tipos de variación de temperatura anual; Cada tipo tiene dos subtipos. marítimo y continental caracterizado por diferentes amplitudes de temperatura anuales. EN ecuatorial El tipo de variación anual de temperatura muestra dos pequeños máximos y dos pequeños mínimos. Los máximos ocurren después de los equinoccios, cuando el sol está en su cenit sobre el ecuador. En el subtipo marino, la amplitud anual de la temperatura del aire es de 1-2 0 , en el continental de 4-6 0 . La temperatura es positiva durante todo el año. EN tropical el tipo de variación anual de temperatura tiene un máximo después del solsticio de verano y un mínimo después del día solsticio de invierno en el hemisferio norte. En el subtipo marino, la amplitud térmica anual es de 5 0 , en el continental de 10-20 0 . EN moderado En el tipo de variación anual de temperatura, también hay un máximo después del solsticio de verano y un mínimo después del solsticio de invierno en el hemisferio norte, las temperaturas son negativas en invierno. Sobre el océano, la amplitud es de 10-15 0 , sobre la tierra aumenta con la distancia al océano: en la costa - 10 0 , en el centro del continente - hasta 60 0 . EN polar En el tipo de variación anual de temperatura, hay un máximo después del solsticio de verano y un mínimo después del solsticio de invierno en el Hemisferio Norte, la temperatura es negativa la mayor parte del año. La amplitud anual en el mar es 20-30 0 , en tierra - 60 0 . Los tipos seleccionados reflejan la variación de temperatura zonal debido a la entrada de radiación solar. La variación anual de temperatura está muy influenciada por el movimiento masas de aire.

Billete.

Isotermas Líneas que conectan puntos en el mapa con la misma temperatura.

En verano, los continentes son más cálidos, las isotermas sobre la tierra se inclinan hacia los polos.

En el mapa temperaturas de invierno(diciembre en el hemisferio norte y julio en el sur) las isotermas se desvían significativamente de los paralelos. Sobre los océanos, las isotermas se desplazan hacia latitudes altas, formando "lenguas de calor"; sobre la tierra, las isotermas se desvían hacia el ecuador.

La temperatura media anual del hemisferio norte es +15,2 0 С, y la del hemisferio sur es +13,2 0 С. La temperatura mínima en el hemisferio norte alcanzó -77 0 С (Oymyakon) y -68 0 С (Verkhoyansk). En el Hemisferio Sur, las temperaturas mínimas son mucho más bajas; en las estaciones "Sovetskaya" y "Vostok" la temperatura era de -89,2 0 C. La temperatura mínima en tiempo despejado en la Antártida puede descender a -93 0 C. en California, en Death Valley, se notó una temperatura de +56.7 0.

Acerca de cuánto afectan los continentes y océanos a la distribución de temperaturas, proporciona mapas y anomalías. Isanomals- líneas que conectan puntos con las mismas anomalías de temperatura. Las anomalías son desviaciones de las temperaturas reales de las de latitudes medias. Las anomalías son positivas y negativas. Se observan positivos en verano sobre continentes calientes.

Los trópicos y círculos polares no pueden considerarse fronteras válidas zonas térmicas (sistema de clasificación climática por temperatura del aire), ya que una serie de otros factores influyen en la distribución de la temperatura: la distribución de la tierra y el agua, las corrientes. Las isotermas se llevan más allá de los límites de las zonas térmicas. La zona caliente se ubica entre las isotermas anuales de 20 0 C y delimita la franja de palmeras silvestres. Los límites de la zona templada se trazan a lo largo de la isoterma 10 0 Desde el mes más cálido. En el Hemisferio Norte, el límite coincide con la distribución del bosque-tundra. El límite del cinturón frío corre a lo largo de la isoterma 0 0 desde el mes más cálido. Los cinturones de escarcha se encuentran alrededor de los polos.

Su valor y cambio en la superficie que es calentada directamente por los rayos del sol. Cuando se calienta, esta superficie transfiere calor (en el rango de onda larga) tanto a las capas subyacentes como a la atmósfera. La superficie misma se llama superficie activa.

En el curso diurno de la temperatura superficial, seca y desprovista de vegetación, en un día despejado, el máximo se produce tras 14 horas, y el mínimo es alrededor del amanecer. La nubosidad puede perturbar la variación diurna de la temperatura, provocando un desplazamiento de las máximas y mínimas. La humedad y la vegetación superficial tienen una gran influencia en el curso de la temperatura.

Los suelos en general tienen una capacidad calorífica más baja que el agua y una conductividad térmica más alta. Por lo tanto, se calientan y enfrían más rápido que el agua.

La temperatura en la capa de temperatura anual constante está cerca de la temperatura media anual del aire sobre la superficie.

transcripción

1 RÉGIMEN TÉRMICO DE LA ATMÓSFERA Y LA SUPERFICIE TERRESTRE

2 Balance de calor de la superficie terrestre La radiación total y la contrarradiación de la atmósfera entran en la superficie terrestre. Son absorbidos por la superficie, es decir, van a calentar las capas superiores del suelo y el agua. Al mismo tiempo, la propia superficie de la tierra irradia y pierde calor en el proceso.

3 Superficie de la tierra (superficie activa, superficie subyacente), es decir, la superficie del suelo o del agua (vegetación, nieve, capa de hielo), continuamente diferentes caminos gana y pierde calor. A través de la superficie de la tierra, el calor se transfiere hacia la atmósfera y hacia el suelo o el agua. En cualquier período de tiempo, la misma cantidad de calor sube y baja de la superficie terrestre que la que recibe de arriba y de abajo durante este tiempo. Si fuera de otro modo, la ley de conservación de la energía no se cumpliría: habría que suponer que la energía surge o desaparece en la superficie terrestre. La suma algebraica de todas las entradas y salidas de calor en la superficie terrestre debe ser igual a cero. Esto se expresa mediante la ecuación del balance de calor de la superficie terrestre.

4 ecuación de balance de calor Para escribir la ecuación de balance de calor, en primer lugar, combinamos la radiación absorbida Q (1- A) y la radiación efectiva Eef = Ez - Ea en un balance de radiación: B=S +D R + Ea Ez o B= Q (1 - A) - Ef

5 Balance de radiación de la superficie terrestre - Esta es la diferencia entre la radiación absorbida (radiación total menos reflejada) y la radiación efectiva (radiación de la superficie terrestre menos la contraradiación) B=S +D R + Ea Ez B=Q(1-A)- Eef 0 Por lo tanto V= - Eeff

6 1) La llegada de calor del aire o su liberación al aire por conductividad térmica, lo denotaremos como P 2) El mismo ingreso o consumo por intercambio de calor con capas más profundas de suelo o agua, lo llamaremos A. 3) La pérdida de calor durante la evaporación o su llegada durante la condensación en la superficie terrestre, denotamos LE donde L es el calor específico de vaporización y E es evaporación/condensación (masa de agua). Luego, la ecuación para el balance de calor de la superficie terrestre se escribirá de la siguiente manera: B \u003d P + A + LE La ecuación del balance de calor se refiere a la unidad de área de la superficie activa Todos sus miembros son flujos de energía Tienen la dimensión de W / m 2

7, el significado de la ecuación es que el balance radiativo en la superficie terrestre está balanceado por la transferencia de calor no radiativo. La ecuación es válida para cualquier período de tiempo, incluso durante muchos años.

8 Componentes del balance de calor del sistema Tierra-atmósfera Recibido del sol Liberado por la superficie terrestre

9 Opciones de balance de calor Q Balance de radiación LE Pérdida de calor por evaporación H Flujo de calor turbulento desde (hacia) la atmósfera desde la superficie subyacente G -- flujo de calor hacia (desde) la profundidad del suelo

10 Llegada y consumo B=Q(1-A)-Eef B= P+A+LE Q(1-A)- El flujo de radiación solar, reflejando parcialmente, penetra profundamente en la capa activa a diferentes profundidades y siempre la calienta La radiación efectiva generalmente enfría la superficie Eeff La evaporación también enfría siempre la superficie LE El flujo de calor hacia la atmósfera Р enfría la superficie durante el día cuando está más caliente que el aire, pero la calienta por la noche cuando la atmósfera está más caliente que la superficie de la tierra. El calor fluye hacia el suelo A, elimina el exceso de calor durante el día (enfría la superficie), pero trae el calor faltante de las profundidades durante la noche

11 La temperatura media anual de la superficie terrestre y de la capa activa varía poco de un año a otro De un día a otro y de un año a otro, la temperatura media anual de la capa activa y de la superficie terrestre varía poco en cualquier lugar. Esto significa que durante el día, casi tanto calor entra en las profundidades del suelo o del agua durante el día como sale por la noche. Pero aún así, durante los días de verano, el calor baja un poco más de lo que viene de abajo. Por lo tanto, las capas de suelo y agua, y su superficie, se calientan día a día. En invierno ocurre el proceso inverso. Estos cambios estacionales en la entrada y salida de calor en el suelo y el agua están casi equilibrados a lo largo del año, y la temperatura media anual de la superficie terrestre y la capa activa varía poco de un año a otro.

12 La superficie subyacente es la superficie de la tierra que interactúa directamente con la atmósfera.

13 Superficie activa Tipos de transferencia de calor de la superficie activa Es la superficie del suelo, la vegetación y cualquier otro tipo de superficie terrestre y oceánica (agua), que absorbe y desprende calor, regula el régimen térmico del propio cuerpo y la capa de aire adyacente (capa superficial)

14 Valores aproximados de los parámetros de las propiedades térmicas de la capa activa de la Tierra Sustancia Densidad Kg/m 3 Capacidad calorífica J/(kg K) Conductividad térmica W/(m K) aire 1,02 agua, 63 hielo, 5 nieve , 11 madera, 0 arena, 25 roca, 0

15 Cómo se calienta la tierra: la conductividad térmica es uno de los tipos de transferencia de calor

16 Mecanismo de conducción de calor (transferencia de calor a lo profundo de los cuerpos) La conducción de calor es uno de los tipos de transferencia de calor desde las partes más calientes del cuerpo a las menos calientes, lo que lleva a la igualación de la temperatura. Al mismo tiempo, la energía se transfiere en el cuerpo de partículas (moléculas, átomos, electrones) con mayor energía a partículas con menor energía.el flujo q es proporcional al grado T, es decir, donde λ es el coeficiente de conductividad térmica, o simplemente conductividad térmica, no depende del grado T. λ depende del estado de agregación de la sustancia (ver tabla), su estructura atómica y molecular, temperatura y presión, composición (en el caso de mezcla o solución), etc. Flujo de calor en el suelo En la ecuación de balance de calor, esto es A G T c z

17 La transferencia de calor al suelo obedece a las leyes de la conductividad térmica de Fourier (1 y 2) 1) El período de fluctuación de la temperatura no cambia con la profundidad 2) La amplitud de la fluctuación decae exponencialmente con la profundidad

18 La difusión del calor en el suelo Cuanto mayor es la densidad y la humedad del suelo, mejor conduce el calor, más rápido se propaga a la profundidad y más profundas penetran las fluctuaciones de temperatura. Pero, independientemente del tipo de suelo, el período de fluctuaciones de temperatura no cambia con la profundidad. Esto significa que no sólo en la superficie, sino también en las profundidades, se mantiene un curso diario con un período de 24 horas entre cada dos máximos o mínimos sucesivos, y un curso anual con un período de 12 meses.

19 Formación de la temperatura en la capa superior del suelo (Lo que muestran los termómetros de manivela) La amplitud de las fluctuaciones disminuye exponencialmente. Por debajo de cierta profundidad (alrededor de cm cm), la temperatura apenas cambia durante el día.

20 Variación diaria y anual de la temperatura superficial del suelo La temperatura superficial del suelo tiene una variación diaria: La mínima se observa aproximadamente media hora después de la salida del sol. En este momento, el balance de radiación de la superficie del suelo se vuelve cero la transferencia de calor desde la capa superior del suelo por radiación efectiva se equilibra con el aumento de la entrada de radiación total. El intercambio de calor no radiativo en este momento es insignificante. Luego, la temperatura en la superficie del suelo se eleva hasta las horas, cuando alcanza un máximo en el curso diario. Después de eso, la temperatura comienza a bajar. El balance de radiación por la tarde se mantiene positivo; sin embargo, durante el día, el calor se libera de la capa superior del suelo a la atmósfera no solo a través de la radiación efectiva, sino también a través de una mayor conductividad térmica, así como una mayor evaporación del agua. La transferencia de calor hacia la profundidad del suelo también continúa. Por lo tanto, la temperatura en la superficie del suelo cae desde las horas hasta la mañana.

21 Variación diaria de la temperatura en el suelo a diferentes profundidades, las amplitudes de las fluctuaciones disminuyen con la profundidad. Entonces, si en la superficie la amplitud diaria es 30, y a una profundidad de 20 cm - 5, entonces a una profundidad de 40 cm ya será menor que 1. A una profundidad relativamente poco profunda, la amplitud diaria se reduce a cero. A esta profundidad (alrededor de cm), comienza una capa de temperatura diaria constante. Pávlovsk, mayo. La amplitud de las fluctuaciones anuales de temperatura disminuye con la profundidad de acuerdo con la misma ley. Sin embargo, las fluctuaciones anuales se propagan a mayor profundidad, lo cual es bastante comprensible: hay más tiempo para su propagación. Las amplitudes de las fluctuaciones anuales disminuyen a cero a una profundidad de unos 30 m en las latitudes polares, unos 10 m en las latitudes medias y unos 10 m en los trópicos (donde las amplitudes anuales también son menores en la superficie del suelo que en la latitudes medias). A estas profundidades comienza, una capa de temperatura anual constante. El ciclo diurno en el suelo se atenúa con la profundidad en amplitud y se atrasa en fase dependiendo de la humedad del suelo: el máximo ocurre en la tarde en tierra y en la noche en el agua (lo mismo ocurre con el mínimo en la mañana y la tarde)

22 Leyes de conducción de calor de Fourier (3) 3) El retardo de fase de oscilación aumenta linealmente con la profundidad. el momento del inicio de los cambios máximos de temperatura en relación con las capas superiores en varias horas (hacia la tarde e incluso la noche)

23 La cuarta ley de Fourier Las profundidades de las capas de temperatura constante diaria y anual están relacionadas entre sí como las raíces cuadradas de los períodos de oscilaciones, es decir, como 1: 365. Esto significa que la profundidad a la que decaen las oscilaciones anuales es 19 veces mayor que la profundidad donde se amortiguan las fluctuaciones diurnas. Y esta ley, como el resto de las leyes de Fourier, está bastante bien confirmada por las observaciones.

24 Formación de temperatura en toda la capa activa del suelo (Lo que muestran los termómetros de escape) 1. El período de fluctuaciones de temperatura no cambia con la profundidad 2. Por debajo de cierta profundidad, la temperatura no cambia a lo largo del año. 3. Las profundidades de propagación de las fluctuaciones anuales son aproximadamente 19 veces mayores que las fluctuaciones diarias

25 Penetración de las fluctuaciones de temperatura en profundidad en el suelo de acuerdo con el modelo de conductividad térmica

26 . La variación media diaria de temperatura en la superficie del suelo (P) y en el aire a una altura de 2 m (V). Pávlovsk, junio. Las temperaturas máximas en la superficie del suelo suelen ser más altas que en el aire a la altura de la cabina meteorológica. Esto es comprensible: durante el día, la radiación solar calienta principalmente el suelo y el aire ya se calienta.

27 curso anual de la temperatura del suelo La temperatura de la superficie del suelo, por supuesto, también cambia en el curso anual. En latitudes tropicales, su amplitud anual, es decir, la diferencia en las temperaturas medias a largo plazo de los meses más cálidos y más fríos del año, es pequeña y aumenta con la latitud. En el hemisferio norte en la latitud 10 es alrededor de 3, en la latitud 30 alrededor de 10, en la latitud 50 tiene un promedio de alrededor de 25.

28 Las fluctuaciones de temperatura en el suelo se atenúan con la profundidad en amplitud y desfase, las máximas se desplazan al otoño y las mínimas a la primavera. Máximos y mínimos anuales de retraso por días por cada metro de profundidad. Variación anual de temperatura en el suelo a diferentes profundidades de 3 a 753 cm en Kaliningrado. En latitudes tropicales, la amplitud anual, es decir, la diferencia en las temperaturas medias a largo plazo de los meses más cálidos y más fríos del año, es pequeña y aumenta con la latitud. En el hemisferio norte en la latitud 10 es alrededor de 3, en la latitud 30 alrededor de 10, en la latitud 50 tiene un promedio de alrededor de 25.

29 Método de isopletas térmicas Representa visualmente todas las características de la variación de temperatura tanto en el tiempo como con la profundidad (en un punto) Ejemplo de variación anual y variación diaria Isopletas de variación anual de temperatura en el suelo en Tbilisi

30 Curso diario de la temperatura del aire de la capa superficial La temperatura del aire cambia en el curso diario siguiendo la temperatura de la superficie terrestre. Dado que el aire se calienta y se enfría desde la superficie de la tierra, la amplitud de la variación diaria de temperatura en la cabina meteorológica es menor que en la superficie del suelo, en promedio alrededor de un tercio. El aumento de la temperatura del aire comienza con el aumento de la temperatura del suelo (15 minutos después) por la mañana, después del amanecer. En horas, la temperatura del suelo, como sabemos, comienza a descender. En horas se iguala con la temperatura del aire; a partir de ese momento, con un nuevo descenso de la temperatura del suelo, la temperatura del aire también comienza a descender. Por lo tanto, el mínimo en el curso diario de la temperatura del aire cerca de la superficie de la tierra cae poco después del amanecer, y el máximo en horas.

32 Diferencias en el régimen térmico del suelo y las masas de agua Hay marcadas diferencias en las características térmicas y de calentamiento de las capas superficiales del suelo y las capas superiores de las masas de agua. En el suelo, el calor se distribuye verticalmente por conducción de calor molecular, y en agua en movimiento ligero también por mezcla turbulenta de capas de agua, que es mucho más eficiente. La turbulencia en los cuerpos de agua se debe principalmente a las olas y las corrientes. Pero por la noche y en la estación fría, la convección térmica también se une a este tipo de turbulencia: el agua enfriada en la superficie se hunde debido al aumento de densidad y es reemplazada por agua más caliente de las capas inferiores.

33 Características de la temperatura de los cuerpos de agua asociadas con grandes coeficientes de transferencia de calor turbulento Las fluctuaciones diarias y anuales en el agua penetran a profundidades mucho mayores que en el suelo Las amplitudes de temperatura son mucho menores y casi iguales en el UML de lagos y mares Flujos de calor en el capa de agua activa se encuentran muchas veces en el suelo

34 Fluctuaciones diarias y anuales Como resultado, las fluctuaciones diarias en la temperatura del agua se extienden a una profundidad de unas decenas de metros, y en el suelo a menos de un metro. Las fluctuaciones anuales de temperatura en el agua se extienden a una profundidad de cientos de metros, y en el suelo solo a M. Entonces, el calor que sale a la superficie del agua durante el día y el verano penetra a una profundidad considerable y calienta un gran espesor. de agua. La temperatura de la capa superior y la superficie del agua aumenta poco al mismo tiempo. En el suelo, el calor entrante se distribuye en una fina capa superior, que por lo tanto se calienta fuertemente. El intercambio de calor con capas más profundas en la ecuación de balance de calor "A" para el agua es mucho mayor que para el suelo, y el flujo de calor hacia la atmósfera "P" (turbulencia) es correspondientemente menor. Por la noche y en invierno, el agua pierde calor de la capa superficial, pero en su lugar viene el calor acumulado de las capas subyacentes. Por lo tanto, la temperatura en la superficie del agua disminuye lentamente. En la superficie del suelo, la temperatura desciende rápidamente cuando se libera calor: el calor acumulado en la fina capa superior la abandona rápidamente sin ser repuesto desde abajo.

35 Se obtuvieron mapas de transferencia de calor turbulento de la atmósfera y la superficie subyacente

36 En los océanos y mares, la evaporación también juega un papel en la mezcla de capas y la transferencia de calor asociada. Con una evaporación significativa de la superficie del mar, la capa superior de agua se vuelve más salada y densa, como resultado de lo cual el agua se hunde desde la superficie hacia las profundidades. Además, la radiación penetra más profundamente en el agua que en el suelo. Finalmente, la capacidad calorífica del agua es grande en comparación con la del suelo, y la misma cantidad de calor calienta una masa de agua a una temperatura más baja que la misma masa de suelo. CAPACIDAD TÉRMICA: la cantidad de calor absorbido por un cuerpo cuando se calienta 1 grado (Celsius) o se desprende cuando se enfría 1 grado (Celsius) o la capacidad de un material para acumularse energía térmica.

37 Debido a estas diferencias en la distribución del calor: 1. durante la estación cálida, el agua se acumula en una capa de agua suficientemente poderosa un gran número de calor liberado a la atmósfera durante la estación fría. 2. durante la estación cálida, el suelo emite por la noche la mayor parte del calor que recibe durante el día y acumula poco en invierno. Como resultado de estas diferencias, la temperatura del aire sobre el mar es más baja en verano y más alta en invierno que sobre la tierra. En las latitudes medias, durante la mitad cálida del año, se acumulan 1,5-3 kcal de calor en el suelo por centímetro cuadrado de superficie. Cuando hace frío, el suelo cede este calor a la atmósfera. El valor de ±1.5 3 kcal / cm 2 por año es el ciclo de calor anual del suelo.

38 Las amplitudes de la variación anual de temperatura determinan el clima continental o del mar Mapa de las amplitudes de la variación anual de temperatura cerca de la superficie terrestre

39 La posición del lugar con respecto a la línea de costa afecta significativamente el régimen de temperatura, humedad, nubosidad, precipitación y determina el grado de continentalidad del clima.

40 Continentalidad climática Continentalidad climática - totalidad rasgos característicos clima, determinado por el impacto del continente en los procesos de formación del clima. En un clima sobre el mar (clima marino), se observan pequeñas amplitudes anuales de temperatura del aire en comparación con el clima continental sobre la tierra con grandes amplitudes anuales de temperatura.

41 La variación anual de la temperatura del aire en la latitud 62 N: en las Islas Feroe y Yakutsk refleja la posición geográfica de estos puntos: en el primer caso, cerca de la costa occidental de Europa, en el segundo, en la parte oriental de Asia

42 Amplitud anual promedio en Torshavn 8, en Yakutsk 62 C. En el continente de Eurasia, se observa un aumento en la amplitud anual en la dirección de oeste a este.

43 Eurasia - el continente con la mayor distribución de clima continental Este tipo de clima es típico de las regiones interiores de los continentes. El clima continental es dominante en una parte significativa del territorio de Rusia, Ucrania, Asia Central (Kazajstán, Uzbekistán, Tayikistán), China Interior, Mongolia, las regiones interiores de los EE. UU. y Canadá. El clima continental da lugar a la formación de estepas y desiertos, ya que la mayor parte de la humedad de los mares y océanos no llega a las regiones del interior.

44 El índice de continentalidad es una característica numérica de la continentalidad climática. Hay una serie de opciones para I K, que se basan en una u otra función de la amplitud anual de la temperatura del aire A: según Gorchinsky, según Konrad, según Zenker, según Khromov... Hay índices construidos sobre otras bases. Por ejemplo, la relación entre la frecuencia de aparición de masas de aire continentales y la frecuencia de masas de aire del mar se ha propuesto como IC. L. G. Polozova propuso caracterizar la continentalidad por separado para enero y julio en relación con la mayor continentalidad en una latitud determinada; este último se determina a partir de anomalías de temperatura. Η. Η. Ivanov propuso el IK en función de la latitud, las amplitudes térmicas anuales y diarias y el déficit de humedad en el mes más seco.

45 índice de continentalidad La magnitud de la amplitud anual de la temperatura del aire depende de la latitud geográfica. En latitudes bajas, las amplitudes de temperatura anual son menores en comparación con las latitudes altas. Esta disposición lleva a la necesidad de excluir la influencia de la latitud en la amplitud anual. Para ello se proponen diversos indicadores de continentalidad climática, representados en función de la amplitud y latitud de la temperatura anual. Fórmula L. Gorchinsky donde A es la amplitud de temperatura anual. La continentalidad promedio sobre el océano es cero, y para Verkhoyansk es 100.

47 Marino y Continental La zona de clima templado marítimo se caracteriza por inviernos bastante cálidos (de -8 C a 0 C), veranos frescos (+16 C) y precipitaciones elevadas (superiores a los 800 mm), que caen uniformemente a lo largo del año. El clima continental templado se caracteriza por fluctuaciones en la temperatura del aire desde aproximadamente -8 C en enero hasta +18 C en julio, la precipitación aquí es de más de mm, que cae principalmente en verano. La zona de clima continental se caracteriza por temperaturas más bajas en invierno (hasta -20 C) y menos precipitaciones (unos 600 mm). En el clima templado marcadamente continental, el invierno será aún más frío hasta -40 C, y la precipitación será incluso inferior a mm.

48 Temperaturas extremas de hasta +55 e incluso de hasta +80 en los desiertos se observan en verano en la superficie del suelo desnudo en la región de Moscú. Los mínimos de temperatura nocturna, por el contrario, son más bajos en la superficie del suelo que en el aire, ya que, en primer lugar, el suelo se enfría por radiación efectiva y el aire ya se enfría. En invierno en la región de Moscú, las temperaturas nocturnas en la superficie (cubierta de nieve en este momento) pueden caer por debajo de 50, en verano (excepto julio) a cero. En la superficie nevada del interior de la Antártida, incluso la temperatura media mensual en junio es de unos 70ºC y, en algunos casos, puede bajar hasta los 90ºC.

49 Mapas de temperatura media del aire enero y julio

50 Distribución de la temperatura del aire (la zonificación de distribución es el factor principal de la zonificación climática) Promedio anual Promedio de verano (julio) Promedio de enero Promedio de zonas latitudinales

51 Régimen de temperatura del territorio de Rusia Se caracteriza por grandes contrastes en invierno. En el este de Siberia, el anticiclón de invierno, que es una formación bárica extremadamente estable, contribuye a la formación de un polo frío en el noreste de Rusia con una temperatura media mensual del aire en invierno de 42 C. La temperatura mínima media en invierno es de 55 C. en invierno cambia de C en el suroeste, alcanzando valores positivos en la costa del Mar Negro, a C en las regiones centrales.

52 Temperatura media del aire en la superficie (С) en invierno

53 Temperatura media del aire en superficie (С) en verano La temperatura promedio del aire varía de 4 5 C en las costas del norte a C en el suroeste, donde su máximo promedio es C y el máximo absoluto es de 45 C. La amplitud de las temperaturas extremas alcanza los 90 C. Una característica del régimen de temperatura del aire en Rusia es sus grandes amplitudes diarias y anuales, especialmente en el clima fuertemente continental del territorio asiático. La amplitud anual varía de 8 10 C ETR a 63 C en el este de Siberia en la región de Verkhoyansk Range.

54 Efecto de la cubierta vegetal en la temperatura de la superficie del suelo La cubierta vegetal reduce el enfriamiento del suelo durante la noche. En este caso, la radiación nocturna se produce principalmente desde la superficie de la propia vegetación, que será la más enfriada. El suelo bajo la vegetación mantiene una temperatura más alta. Sin embargo, durante el día, la vegetación impide el calentamiento por radiación del suelo. El rango de temperatura diaria debajo de la vegetación se reduce y la temperatura diaria promedio se reduce. Entonces, la cubierta vegetal generalmente enfría el suelo. En la región de Leningrado, la superficie del suelo bajo cultivos de campo puede estar 15 grados más fría durante el día que el suelo en barbecho. En promedio, por día es más frío que el suelo desnudo por 6, e incluso a una profundidad de 5-10 cm hay una diferencia de 3-4.

55 Efecto de la capa de nieve sobre la temperatura del suelo La capa de nieve protege el suelo de la pérdida de calor en invierno. La radiación proviene de la superficie de la cubierta de nieve y el suelo debajo permanece más cálido que el suelo desnudo. Al mismo tiempo, la amplitud de la temperatura diaria en la superficie del suelo bajo la nieve disminuye drásticamente. EN carril central El territorio europeo de Rusia con una capa de nieve de 50 cm, la temperatura de la superficie del suelo debajo de ella es 6-7 más alta que la temperatura del suelo desnudo y 10 más alta que la temperatura en la superficie de la cubierta de nieve. La congelación del suelo en invierno bajo la nieve alcanza profundidades de unos 40 cm, y sin nieve puede extenderse a profundidades de más de 100 cm. Así, la cubierta vegetal en verano reduce la temperatura en la superficie del suelo, y la cubierta de nieve en invierno, por el contrario, lo aumenta El efecto combinado de la cubierta vegetal en verano y la cubierta de nieve en invierno reduce la amplitud térmica anual en la superficie del suelo; esta es una disminución del orden de 10 en comparación con el suelo desnudo.

56 RIESGOS DEL CLIMA Y SUS CRITERIOS 1. muy viento fuerte(incluyendo ráfagas) no menos de 25 m/s, (incluyendo ráfagas), en la costa de los mares y en áreas montañosas no menos de 35 m/s; 2. lluvia muy fuerte de al menos 50 mm por un período de no más de 12 horas 3. lluvia fuerte de al menos 30 mm por un período de no más de 1 hora; 4. nevadas muy intensas de al menos 20 mm durante un período no superior a 12 horas; 5. granizo grande - no menos de 20 mm; 6. Tormenta de nieve intensa: con una velocidad media del viento de al menos 15 m/sy una visibilidad inferior a 500 m;

57 7. Tormenta de polvo severa con una velocidad promedio del viento de al menos 15 m/sy una visibilidad de no más de 500 m; 8. Visibilidad de niebla densa no más de 50 m; 9. Depósitos pesados de escarcha de al menos 20 mm para hielo, al menos 35 mm para depósitos complejos o nieve húmeda, al menos 50 mm para escarcha. 10. Calor extremo - Alta temperatura máxima del aire de al menos 35 ºС durante más de 5 días. 11. Helada severa: la temperatura mínima del aire no es inferior a menos 35ºС durante al menos 5 días.

58 Fenómenos peligrosos asociado con temperaturas elevadas Peligro de incendio Calor extremo

59 Peligros de baja temperatura

60 Congelar. La congelación es una disminución a corto plazo de la temperatura del aire o de una superficie activa (superficie del suelo) a 0 C o menos en un contexto general de temperaturas diarias promedio positivas.

61 Conceptos básicos de la temperatura del aire ¡LO QUE NECESITA SABER! Mapa de temperatura media anual Diferencias de temperatura de verano e invierno Distribución zonal de la temperatura Influencia de la distribución de la tierra y el mar Distribución altitudinal de la temperatura del aire Variación diaria y anual de la temperatura del suelo y del aire Fenómenos meteorológicos peligrosos por régimen de temperatura

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Directamente de los rayos del sol, la superficie de la tierra se calienta, y ya de ella, la atmósfera. La superficie que recibe y cede calor se llama superficie activa . En el régimen de temperatura de la superficie se distinguen las variaciones de temperatura diarias y anuales. La variación diurna de las temperaturas superficiales – cambio en la temperatura de la superficie durante el día. El curso diario de las temperaturas superficiales terrestres (secas y desprovistas de vegetación) se caracteriza por un máximo alrededor de las 13:00 horas y un mínimo antes del amanecer. Los máximos diurnos de la temperatura de la superficie terrestre pueden alcanzar los 80 0 C en las zonas subtropicales y alrededor de los 60 0 C en las latitudes templadas.

La diferencia entre la temperatura superficial diaria máxima y mínima se denomina rango de temperatura diario. La amplitud de la temperatura diaria puede alcanzar los 40 0 С en verano, la amplitud más pequeña de las temperaturas diarias en invierno, hasta 10 0 С.

Variación anual de la temperatura superficial- cambio en la temperatura superficial mensual promedio durante el año, debido al curso de la radiación solar y depende de la latitud del lugar. En latitudes templadas, las temperaturas máximas de la superficie terrestre se observan en julio, las mínimas, en enero; en el océano, los altibajos tienen un mes de retraso.

Amplitud anual de las temperaturas superficiales igual a la diferencia entre las temperaturas máximas y mínimas medias mensuales; aumenta con el aumento de la latitud del lugar, lo que se explica por el aumento de las fluctuaciones en la magnitud de la radiación solar. La amplitud térmica anual alcanza sus mayores valores en los continentes; mucho menos en los océanos y costas. La amplitud de temperatura anual más pequeña se observa en las latitudes ecuatoriales (2-3 0), la más grande, en las latitudes subárticas de los continentes (más de 60 0).

Régimen térmico de la atmósfera. El aire atmosférico se calienta ligeramente por la luz solar directa. Porque la capa de aire deja pasar libremente los rayos del sol. La atmósfera es calentada por la superficie subyacente. El calor se transfiere a la atmósfera por convección, advección y condensación del vapor de agua. Las capas de aire, calentadas por el suelo, se vuelven más ligeras y ascienden, mientras que el aire más frío, por tanto, más pesado desciende. como resultado de la temperatura convección calentamiento de capas altas de aire. El segundo proceso de transferencia de calor es advección– transferencia de aire horizontal. El papel de la advección es transferir calor de latitudes bajas a altas; en la temporada de invierno, el calor se transfiere de los océanos a los continentes. Condensación de vapor de agua- un proceso importante que transfiere calor a las capas altas de la atmósfera - durante la evaporación, el calor se toma de la superficie de evaporación, durante la condensación en la atmósfera, este calor se libera.

La temperatura disminuye con la altura. El cambio en la temperatura del aire por unidad de distancia se llama gradiente vertical de temperatura en promedio, es 0,6 0 por 100 m Al mismo tiempo, el curso de esta disminución en diferentes capas de la troposfera es diferente: 0,3-0,4 0 hasta una altura de 1,5 km; 0,5-0,6 - entre alturas de 1,5-6 km; 0,65-0,75 - de 6 a 9 km y 0,5-0,2 - de 9 a 12 km. En la capa superficial (2 m de espesor), los gradientes, cuando se convierten a 100 m, son cientos de grados. En el aire ascendente, la temperatura cambia adiabáticamente. proceso adiabático - el proceso de cambiar la temperatura del aire durante su movimiento vertical sin intercambio de calor con el medio ambiente (en una masa, sin intercambio de calor con otros medios).

A menudo se observan excepciones en la distribución de temperatura vertical descrita. Sucede que las capas superiores de aire son más cálidas que las inferiores adyacentes al suelo. Este fenómeno se llama inversión de temperatura (aumento de la temperatura con la altitud) . Muy a menudo, una inversión es consecuencia de un fuerte enfriamiento de la capa superficial de aire causado por un fuerte enfriamiento de la superficie terrestre en noches claras y tranquilas, principalmente en invierno. De relieve accidentado, las masas de aire frío fluyen lentamente por las laderas y se estancan en cuencas, depresiones, etc. Las inversiones también pueden formarse cuando las masas de aire se mueven de regiones cálidas a regiones frías, ya que cuando el aire caliente fluye sobre una superficie subyacente fría, sus capas inferiores se enfrían notablemente (inversión por compresión).

Régimen térmico de la atmósfera

temperatura local

El cambio de temperatura total en el fijo
punto geográfico, dependiendo del individuo
Los cambios en el estado del aire y por advección se denominan
cambio local (local).
Cualquier estación meteorológica que no cambie
su posición en la superficie de la tierra,
ser considerado como tal punto.
Instrumentos meteorológicos - termómetros y
termógrafos, colocados de forma fija en uno u otro
lugar, registre exactamente los cambios locales
temperatura del aire.
Un termómetro en un globo que vuela en el viento y,
por lo tanto permaneciendo en la misma masa
aire, muestra el cambio individual
temperatura en esta masa.

Régimen térmico de la atmósfera

Distribución de la temperatura del aire en
El espacio y su cambio en el tiempo.
Estado térmico de la atmósfera
definido:
1. Intercambio de calor con el medio ambiente
(con superficie subyacente, adyacente
masas de aire y el espacio exterior).
2. Procesos adiabáticos
(asociado con cambios en la presión del aire,
especialmente cuando se mueve verticalmente
3. Procesos de advección
(la transferencia de aire caliente o frío que afecta la temperatura en
Punto dado)

De intercambio de calor

Caminos de transferencia de calor
1) Radiación
en absorción
la radiación del aire del sol y la tierra
superficies.
2) Conductividad térmica.
3) Evaporación o condensación.
4) Formación o derretimiento de hielo y nieve.

Trayectoria de transferencia de calor por radiación

1. Absorción directa
hay poca radiación solar en la troposfera;
puede causar un aumento
la temperatura del aire con solo
alrededor de 0,5° por día.
2. Algo más importante es
pérdida de calor del aire
radiación de onda larga.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
donde
S - radiación solar directa sobre
superficie horizontal;
D - radiación solar dispersada en
superficie horizontal;
Ea es la contraradiación de la atmósfera;
Rk y Rd - reflejados desde la superficie subyacente
radiación de onda corta y larga;
Ez - radiación de onda larga del subyacente
superficies.

Balance de radiación de la superficie subyacente

B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2
Presta atención a:
Q = S + D Esta es la radiación total;
Rd es un valor muy pequeño y por lo general no es
tener en cuenta;
Rk =Q *Ak, donde A es el albedo de la superficie;
Eef \u003d Ez-Ea
Obtenemos:
B \u003d Q (1 - Ak) - Ef

Balance térmico de la superficie subyacente

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
donde Lt-zh y Lzh-g - calor específico de fusión
y vaporización (condensación), respectivamente;
Mn y Mk son las masas de agua involucradas en
transiciones de fase correspondientes;
Qa y Qp-p: flujo de calor hacia la atmósfera y a través
superficie subyacente a las capas subyacentes
suelo o agua.

superficie y capa activa

El régimen de temperatura de la base

La superficie subyacente es
superficie del suelo (suelo, agua, nieve y
etc.), interactuando con la atmósfera
en el proceso de intercambio de calor y humedad.
La capa activa es la capa de suelo (incluyendo
vegetación y cubierta de nieve) o agua,
participar en el intercambio de calor con el medio ambiente,
a la profundidad de la cual el diario y
fluctuaciones anuales de temperatura.

10. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y la capa activa

El régimen de temperatura de la base
superficie y capa activa
En el suelo, la radiación solar, penetrante
a una profundidad de décimas de mm,
convertida en calor, que
transmitido a las capas subyacentes
conductividad térmica molecular.
En el agua, la radiación solar penetra
profundidades de hasta decenas de metros, y la transferencia
el calor a las capas subyacentes ocurre en
turbulento
de mezcla, térmico
convección y evaporación

11. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y capa activa

El régimen de temperatura de la base
superficie y capa activa
Fluctuaciones diarias de temperatura
aplicar:
en agua - hasta decenas de metros,
en el suelo - menos de un metro
Fluctuaciones anuales de temperatura
aplicar:
en el agua - hasta cientos de metros,
en el suelo - 10-20 metros

12. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y la capa activa

El régimen de temperatura de la base
superficie y capa activa
El calor que sube a la superficie del agua durante el día y el verano penetra
a una profundidad considerable y calienta una gran columna de agua.
La temperatura de la capa superior y la superficie misma del agua.
sube poco.
En el suelo, el calor entrante se distribuye en una capa superior delgada
capa, que por lo tanto se vuelve muy caliente.
Durante la noche y en invierno, el agua pierde calor de la capa superficial, pero
en lugar de eso viene el calor acumulado de las capas subyacentes.
Por lo tanto, la temperatura en la superficie del agua disminuye
despacio.
En la superficie del suelo, la temperatura desciende cuando se libera calor.
rápido:
el calor acumulado en una fina capa superior la abandona rápidamente
sin reposición desde abajo.

13. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y capa activa

El régimen de temperatura de la base
superficie y capa activa
Durante el día y el verano, la temperatura en la superficie del suelo es más alta que la temperatura en
superficie del agua; menor por la noche y en invierno.
Las fluctuaciones diarias y anuales de temperatura en la superficie del suelo son mayores,
además, mucho más que en la superficie del agua.
Durante la estación cálida, la cuenca de agua se acumula en una capa bastante gruesa
agua, gran cantidad de calor, que se desprende a la atmósfera en forma fría
estación.
El suelo durante la estación cálida emite la mayor parte del calor durante la noche,
que recibe durante el día y acumula poco en invierno.
En las latitudes medias, durante la mitad cálida del año, 1.5-3
kcal de calor por centímetro cuadrado de superficie.
Cuando hace frío, el suelo cede este calor a la atmósfera. Valor ±1.5-3
kcal/cm2 por año es el ciclo de calor anual del suelo.
Bajo la influencia de la capa de nieve y la vegetación en verano, la anual
la circulación del calor del suelo disminuye; por ejemplo, cerca de Leningrado en un 30%.
En los trópicos, la rotación anual de calor es menor que en las latitudes templadas, ya que
hay menos diferencias anuales en la afluencia de radiación solar.

14. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y capa activa

El régimen de temperatura de la base
superficie y capa activa
La rotación anual de calor de los grandes embalses es de aproximadamente 20
veces más que la producción anual de calor
suelo.
El mar Báltico desprende aire cuando hace frío 52
kcal/cm2 y acumula la misma cantidad en la estación cálida.
Renovación anual de calor del Mar Negro ±48 kcal/cm2,
Como resultado de estas diferencias, la temperatura del aire por encima
más bajo por mar en verano y más alto en invierno que sobre tierra.

15. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y capa activa

El régimen de temperatura de la base
superficie y capa activa
La tierra se calienta rápidamente y
enfriar.
El agua se calienta lenta y lentamente.
enfriar
(capacidad calorífica específica del agua en
3-4 veces más tierra)
La vegetación reduce la amplitud
fluctuaciones diurnas de temperatura
superficie del suelo
La capa de nieve protege el suelo de
intensa pérdida de calor (en invierno, el suelo
se congela menos)

16.

papel clave en la creación
régimen de temperatura de la troposfera
juegos de intercambio de calor
aire con la superficie de la tierra
por conducción

17. Procesos que afectan la transferencia de calor de la atmósfera.

Procesos que afectan la transferencia de calor
atmósfera
1).Turbulencia
(mezcla
aire con desorden
movimiento caótico).
2).Térmica
convección
(transporte aéreo en vertical
dirección que se produce cuando
calentamiento de la capa subyacente)

18. Cambios en la temperatura del aire

Cambios en la temperatura del aire
1).
Periódico
2). No PERIODICO
Cambios no periódicos
temperatura del aire
Asociado a la advección de masas de aire.
de otras partes de la tierra
Estos cambios son frecuentes y significativos en
latitudes templadas,
están asociados con ciclones
actividades, en pequeñas
escalas - con vientos locales.

19. Cambios periódicos en la temperatura del aire

Los cambios de temperatura diarios y anuales son
carácter periódico.
Cambios Diurnos
La temperatura del aire cambia en
curso diario siguiendo la temperatura
la superficie terrestre, de donde
el aire se calienta

20. Variación diaria de temperatura

Variación diaria de temperatura
Curvas diurnas plurianuales
las temperaturas son curvas suaves,
similar a las sinusoides.
En climatología, se considera
cambio diurno en la temperatura del aire,
promediado durante muchos años.

21. en la superficie del suelo (1) y en el aire a una altura de 2m (2). Moscú (MSU)

La variación de la temperatura media diurna en la superficie
suelo (1) y
en el aire a una altura de 2m (2). Moscú (MGU)

22. Variación de la temperatura media diaria

Variación de la temperatura media diaria
La temperatura en la superficie del suelo tiene una variación diurna.
Su mínimo se observa aproximadamente media hora después
amanecer.
En ese momento, el balance de radiación de la superficie del suelo
se vuelve igual a cero - transferencia de calor desde la capa superior
la radiación efectiva del suelo está equilibrada
aumento de la entrada de radiación total.
El intercambio de calor no radiativo en este momento es insignificante.

23. Variación de la temperatura media diaria

Variación de la temperatura media diaria
La temperatura en la superficie del suelo aumenta hasta 13-14 horas,
cuando alcanza su máximo en el curso diario.
Después de eso, la temperatura comienza a bajar.
El balance de radiación en horas de la tarde, sin embargo,
permanece positivo; pero
transferencia de calor durante el día desde la capa superior del suelo hasta
atmósfera se produce no sólo a través de efectivo
radiación, sino también a través de una mayor conductividad térmica, y
también con mayor evaporación de agua.
La transferencia de calor hacia la profundidad del suelo también continúa.
Por lo tanto, la temperatura en la superficie del suelo y cae
desde las 13-14 horas hasta la madrugada.

24. 25. Temperatura de la superficie del suelo

Las temperaturas máximas en la superficie del suelo suelen ser más altas
que en el aire a la altura de la cabina meteorológica. Esto es claro:
durante el día, la radiación solar calienta principalmente el suelo, y ya
calienta el aire.
En la región de Moscú en el verano sobre la superficie del suelo desnudo
Se observan temperaturas de hasta + 55 °, y en los desiertos, incluso hasta + 80 °.
Los mínimos de temperatura nocturna, por el contrario, ocurren en
la superficie del suelo es más baja que en el aire,
ya que, en primer lugar, el suelo se enfría por efecto
radiación, y ya a partir de ella se enfría el aire.
En invierno en la región de Moscú, las temperaturas nocturnas en la superficie (en este momento
cubierto de nieve) puede caer por debajo de -50 °, en verano (excepto julio) - a cero. Sobre el
superficie de nieve en el interior de la Antártida, incluso el promedio
la temperatura mensual en junio es de unos -70°, y en algunos casos puede
caer a -90°.

26. Rango de temperatura diaria

Rango de temperatura diario
Esta es la diferencia entre el máximo
y temperatura mínima diaria.
Rango de temperatura diario
cambios de aire:
por las estaciones del año,
por latitud
dependiendo de la naturaleza
superficie subyacente,
dependiendo del terreno.

27. Cambios en la amplitud de temperatura diaria (Asut)

Cambios

1. En invierno, Asut es menor que en verano.
2. Con latitud creciente, Un día. decreciente:
en latitud 20 - 30°
en tierra A días = 12 ° С
a una latitud de 60° al día. = 6ºC
3. Espacios abiertos
se caracterizan por un mayor día A. :
para estepas y desiertos medio
Asut \u003d 15-20 ° С (hasta 30 ° С),

28. Cambios en la amplitud de temperatura diaria (Asut)

Cambios
amplitud de temperatura diaria (Asut)
4. Proximidad de cuencas hidrográficas
reduce un día.
5.Sobre accidentes geográficos convexos
(cimas y laderas de montañas) Un día. menor,
que en la llanura
6. En formas cóncavas
(huecos, valles, barrancos, etc. Y más días.

29. Influencia de la cobertura del suelo en la temperatura de la superficie del suelo

La cubierta vegetal reduce el enfriamiento del suelo durante la noche.
La radiación nocturna ocurre principalmente con
la superficie de la propia vegetación, que será la más
frio.
El suelo bajo la vegetación retiene una mayor
temperatura.
Sin embargo, durante el día, la vegetación evita la radiación.
calentando el suelo.
Rango diario de temperatura bajo vegetación,
así reducida, y la temperatura media diaria
bajado
Entonces, la cubierta vegetal generalmente enfría el suelo.
En la región de Leningrado, la superficie del suelo bajo el campo
los cultivos pueden ser 15° más fríos durante el día que
suelo en barbecho. En promedio, hace más frío por día.
suelo expuesto en 6°, e incluso a una profundidad de 5-10 cm permanece
una diferencia de 3-4°.

30. Influencia de la cobertura del suelo en la temperatura de la superficie del suelo

La capa de nieve protege el suelo en invierno de la pérdida excesiva de calor.
La radiación proviene de la superficie de la cubierta de nieve y del suelo debajo de ella.
permanece más caliente que el suelo desnudo. Al mismo tiempo, la amplitud diaria
las temperaturas en la superficie del suelo bajo la nieve descienden bruscamente.
En la zona media del territorio europeo de Rusia con una capa de nieve de altura
40-50 cm, la temperatura de la superficie del suelo debajo de ella es 6-7 ° más alta que
la temperatura del suelo desnudo, y 10° más alta que la temperatura en
la superficie de la propia capa de nieve.
La congelación del suelo en invierno bajo la nieve alcanza profundidades de unos 40 cm, y sin
la nieve puede extenderse a profundidades de más de 100 cm.
Así, la cubierta vegetal en verano reduce la temperatura en la superficie del suelo, y
la capa de nieve en invierno, por el contrario, la aumenta.
El efecto combinado de la cubierta vegetal en verano y la cubierta de nieve en invierno reduce
amplitud anual de temperatura en la superficie del suelo; esta reducción es
alrededor de 10° en comparación con el suelo desnudo.

31. Distribución del calor en las profundidades del suelo.

Cuanto mayor sea la densidad y el contenido de humedad del suelo,
cuanto mejor conduce el calor, más rápido
extenderse más y más profundo
Las fluctuaciones de temperatura penetran.
Independientemente del tipo de suelo, el período de oscilación
la temperatura no cambia con la profundidad.
Esto significa que no sólo en la superficie, sino también en
profundidades sigue siendo un curso diario con un período de 24
horas entre cada dos consecutivos
altos o bajos
y un curso anual con una duración de 12 meses.

32. Distribución del calor en las profundidades del suelo.

Las amplitudes de oscilación disminuyen con la profundidad.
Aumento de la profundidad en la progresión aritmética
conduce a una disminución progresiva de la amplitud
geométrico.
Entonces, si en la superficie la amplitud diaria es de 30°, y
a una profundidad de 20 cm 5 °, luego a una profundidad de 40 cm será más estrecho
menos de 1°.
A cierta profundidad relativamente poco profunda, el diario
la amplitud disminuye tanto que se vuelve
prácticamente igual a cero.
A esta profundidad (unos 70-100 cm, en diferentes casos
diferente) comienza una capa de constante diario
temperatura.

33. Variación diaria de la temperatura en el suelo a diferentes profundidades de 1 a 80 cm Pavlovsk, May.

34. Fluctuaciones anuales de temperatura

La amplitud de las fluctuaciones anuales de temperatura disminuye de
profundidad.
Sin embargo, las fluctuaciones anuales se extienden a una mayor
profundidad, lo cual es bastante comprensible: por su distribución
hay más tiempo.
Las amplitudes de las fluctuaciones anuales disminuyen casi a
cero a una profundidad de unos 30 m en latitudes polares,
unos 15-20 m en latitudes medias,
unos 10 m en los trópicos
(donde y sobre la superficie del suelo las amplitudes anuales son menores,
que en latitudes medias).
A estas profundidades comienza, una capa de constante anual
temperatura.

35.

El momento de las temperaturas máximas y mínimas.
tanto en el curso diario como en el anual se rezagan con profundidad
en proporción a ella.
Esto es comprensible, ya que se necesita tiempo para que el calor se propague a través
profundidad.
Los extremos diarios por cada 10 cm de profundidad se retrasan
2,5-3,5 horas.
Esto significa que a una profundidad de, por ejemplo, 50 cm, el máximo diario
visto después de la medianoche.
Los máximos y mínimos anuales tienen un retraso de 20 a 30 días
cada metro de profundidad.
Entonces, en Kaliningrado a una profundidad de 5 m, la temperatura mínima
observado no en enero, como en la superficie del suelo, sino en mayo,
máximo - no en julio, sino en octubre

36. Variación anual de temperatura en el suelo a diferentes profundidades de 3 a 753 cm en Kaliningrado.

37. Distribución de la temperatura en el suelo verticalmente en diferentes estaciones

En verano, la temperatura desciende desde la superficie del suelo hacia la profundidad.
Crece en invierno.
En la primavera, primero crece y luego disminuye.
En otoño, primero decrece y luego crece.
Los cambios de temperatura en el suelo con la profundidad durante el día o el año se pueden representar con
utilizando una tabla de isopletas.
El eje x representa el tiempo en horas o meses del año.
El eje y es la profundidad en el suelo.
Cada punto del gráfico corresponde a un tiempo determinado ya una profundidad determinada. Sobre el
gráfico traza temperaturas promedio a diferentes profundidades en diferentes horas o
meses.
Después de dibujar isolíneas que conectan puntos con temperaturas iguales,
por ejemplo, cada grado o cada 2 grados, tenemos una familia
isopleta térmica.
De acuerdo con este gráfico, puede determinar el valor de la temperatura para cualquier momento del día.
o día del año y para cualquier profundidad dentro del gráfico.

38. Isopletas de la variación anual de la temperatura del suelo en Tbilisi

Isopletas de la variación anual de temperatura en el suelo en
Tiflis

39. Evolución diaria y anual de la temperatura en la superficie de los embalses y en las capas superiores de agua

El calentamiento y el enfriamiento se propagan en los cuerpos de agua durante más de
capa más gruesa que en el suelo, y además de tener una mayor
capacidad calorífica que el suelo.
Como resultado de este cambio de temperatura en la superficie del agua
muy pequeña.
Su amplitud es del orden de las décimas de grado: alrededor de 0,1-
0,2° en latitudes templadas,
alrededor de 0,5° en los trópicos.
En los mares del sur de la URSS, la amplitud de la temperatura diaria es mayor:
1-2°;
en la superficie de grandes lagos en latitudes templadas aún más:
2-5°.
Fluctuaciones diurnas en la temperatura del agua superficial del océano
tener un máximo de unas 15-16 horas y un mínimo después de 2-3 horas
después del amanecer

40. Variación diaria de la temperatura en la superficie del mar (curva continua) y a una altura de 6 m en el aire (curva discontinua) en una zona tropical

atlántico

41. Evolución diaria y anual de la temperatura en la superficie de los embalses y en las capas superiores del agua

Amplitud anual de las fluctuaciones de la temperatura superficial
océano mucho más que el diario.
Pero es menor que la amplitud anual en la superficie del suelo.
En los trópicos, es de unos 2-3 °, por debajo de los 40 ° N. sh. unos 10°, y a 40°S.
sh. alrededor de 5°.
En mares interiores y lagos de aguas profundas,
amplitudes anuales significativamente grandes - hasta 20° o más.
Tanto las fluctuaciones diarias como las anuales se propagan en el agua.
(también, por supuesto, tardíamente) a mayores profundidades que en el suelo.
Se encuentran fluctuaciones diarias en el mar a profundidades de hasta 15
20 m y más, y anual - hasta 150-400 m.

42. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

La temperatura del aire cambia diariamente
siguiendo la temperatura de la superficie terrestre.
Como el aire es calentado y enfriado por
la superficie terrestre, la amplitud de la variación diurna
la temperatura en la cabina meteorológica es más baja,
que en la superficie del suelo, en promedio alrededor
por un tercio.

43. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

Un aumento en la temperatura del aire comienza con un aumento en
temperatura del suelo (15 minutos después) por la mañana,
después del amanecer A las 13-14 horas la temperatura del suelo,
comienza a caer
A las 14-15 horas se iguala con la temperatura del aire;
A partir de ahora, con un nuevo descenso de la temperatura
el suelo comienza a caer y la temperatura del aire.
Por lo tanto, el mínimo en el curso diario de temperatura
el aire en la superficie de la tierra cae en el tiempo
poco después del amanecer,
y un máximo de 14-15 horas.

44. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

El curso diario de la temperatura del aire es bastante correcto.
se manifiesta solo en un clima despejado estable.
Parece aún más lógico en promedio de una gran
número de observaciones: curvas diurnas a largo plazo
temperatura - curvas suaves, similares a las sinusoides.
Pero algunos días, la variación diurna de la temperatura del aire puede
estar muy equivocado.
Depende de los cambios en la nubosidad que cambian la radiación
condiciones en la superficie de la tierra, así como de la advección, es decir, de
entrada de masas de aire con diferente temperatura.
Como resultado de estas razones, la temperatura mínima puede cambiar
incluso durante el día, y como máximo, por la noche.
La variación diurna de la temperatura puede desaparecer por completo o la curva
el cambio diurno tomará una forma compleja e irregular.

45. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

El curso diurno regular está superpuesto o enmascarado
Cambios de temperatura no periódicos.
Por ejemplo, en Helsinki en enero hay un 24%
la probabilidad de que la temperatura máxima diaria
ser entre la medianoche y la una de la mañana, y
solo un 13% de posibilidades de que caiga
intervalo de tiempo de 12 a 14 horas.
Incluso en los trópicos, donde los cambios de temperatura no periódicos son más débiles que en las latitudes templadas, el máximo
las temperaturas son por la tarde
sólo en el 50% de todos los casos.

46. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

En climatología, la variación diurna suele considerarse
temperatura del aire promediada durante un largo período.
En un curso diario tan promedio, los cambios no periódicos
temperaturas que caen más o menos uniformemente a lo largo
todas las horas del día se anulan entre sí.
Como resultado, la curva de variación diurna a largo plazo ha
carácter simple cercano a sinusoidal.
Por ejemplo, considere la variación diaria de la temperatura del aire en
Moscú en enero y julio, calculado por años
datos.
Se calculó la temperatura media a largo plazo para cada hora.
días de enero o julio, y luego según el promedio obtenido
valores horarios se construyeron curvas a largo plazo
curso diario para enero y julio.

47. Curso diario de la temperatura del aire en Moscú en enero y julio. Las cifras indican las temperaturas medias mensuales de enero y julio.

48. Cambios diarios en la amplitud de la temperatura del aire.

La amplitud diaria de la temperatura del aire varía según la estación,
latitud, así como dependiendo de la naturaleza del suelo y
terreno.
En invierno es menor que en verano, así como la amplitud
temperatura de la superficie subyacente.
Con el aumento de la latitud, la amplitud de la temperatura diaria
el aire disminuye a medida que disminuye la altura del sol al mediodía
sobre el horizonte.
Bajo latitudes de 20-30 ° en tierra, el promedio anual diario
amplitud de temperatura alrededor de 12°,
bajo la latitud 60 ° alrededor de 6 °,
bajo la latitud 70° sólo 3°.
En las latitudes más altas donde el sol no sale ni
viene muchos días seguidos, curso diario regular
nada de temperatura.

49. Influencia de la naturaleza del suelo y la cobertura del suelo.

Cuanto mayor sea el rango diurno de temperatura en sí
superficie del suelo, mayor es la amplitud diaria
temperatura del aire por encima de ella.
En las estepas y desiertos, la amplitud diaria promedio
alcanza 15-20°, a veces 30°.
Es más pequeño por encima de la abundante cubierta vegetal.
La proximidad de fuentes de agua también afecta la amplitud diurna.
cuencas: en las zonas costeras se rebaja.

50. Influencia del alivio

En formas convexas (en los picos y en
laderas de montañas y colinas) rango de temperatura diario
el aire se reduce en comparación con el terreno plano.
En formas cóncavas (en valles, barrancos y hondonadas)
aumentó.
La razón es que en accidentes geográficos convexos
aire tiene un área reducida de contacto con
superficie subyacente y se retira rápidamente de ella, siendo reemplazado
nuevas masas de aire.
En los accidentes geográficos cóncavos, el aire se calienta con más fuerza a partir de
superficie y se estanca más durante el día, y por la noche
se enfría con más fuerza y fluye por las laderas. pero en estrecho
gargantas, donde tanto la entrada de radiación como la radiación efectiva
amplitudes diurnas reducidas son menores que en ancho
valles

51. Influencia de los mares y océanos

Pequeñas amplitudes de temperatura diurna en la superficie
los mares también tienen pequeñas amplitudes diurnas
temperatura del aire sobre el mar.
Sin embargo, estos últimos siguen siendo superiores a los diarios.
amplitudes en la propia superficie del mar.
Amplitudes diurnas en la superficie del océano abierto
medido sólo en décimas de grado;
pero en la capa inferior de aire sobre el océano alcanzan 1 -
1,5°),
y más sobre los mares interiores.
Las amplitudes de temperatura en el aire aumentan porque
están influenciados por la advección de las masas de aire.
La absorción directa también juega un papel.
radiación solar por las capas inferiores de aire durante el día y
radiación de ellos por la noche.

52. Cambio en la amplitud de la temperatura diaria con la altura

Las fluctuaciones diarias de temperatura en la atmósfera se extienden a
una capa más poderosa que las fluctuaciones diurnas en el océano.
A una altitud de 300 m sobre la tierra, la amplitud de la variación diaria de temperatura
alrededor del 50% de la amplitud en la superficie de la tierra, y los valores extremos
las temperaturas llegan 1,5-2 horas más tarde.
A una altitud de 1 km, la temperatura diaria sobre la tierra es de 1-2°,
a una altura de 2-5 km 0.5-1 °, y el máximo diurno cambia a
anochecer.
Sobre el mar, la amplitud térmica diaria aumenta ligeramente con
alto en los kilómetros inferiores, pero sigue siendo pequeño.
Se detectan pequeñas fluctuaciones de temperatura diurnas incluso
en la troposfera superior y en la estratosfera inferior.
Pero allí ya están determinados por los procesos de absorción y emisión.
radiación por el aire, y no por las influencias de la superficie terrestre.

53. La influencia del terreno

En las montañas, donde la influencia de la superficie subyacente es mayor que en
altitudes correspondientes en atmósfera libre, diariamente
la amplitud disminuye con la altura más lentamente.
En picos de montañas individuales, a altitudes de 3000 m y más,
la amplitud diaria todavía puede ser de 3-4°.
En altas y vastas mesetas, el rango de temperatura diurna
aire del mismo orden que en las tierras bajas: radiación absorbida
y la radiación efectiva es grande aquí, como lo es la superficie
contacto del aire con el suelo.
El rango diario de temperatura del aire en la estación de Murghab en
En el Pamir, la media anual es de 15,5°, mientras que en Tashkent es de 12°.

54. 55. Radiación de la superficie terrestre

Capas superiores de suelo y agua, nevadas
la cubierta y la vegetación misma irradian
radiación de onda larga; esto terrenal
La radiación a menudo se denomina intrínseca.
radiación de la superficie terrestre.

56. Radiación de la superficie terrestre

Temperaturas absolutas de la superficie terrestre
están entre 180 y 350°.
A estas temperaturas, la radiación emitida
prácticamente se encuentra dentro
4-120 micras,
y el máximo de su energía recae en las longitudes de onda
10-15 micras.
Por lo tanto, toda esta radiación
infrarrojo, invisible a los ojos.

57. 58. Radiación atmosférica

La atmósfera se calienta absorbiendo tanto la radiación solar
(aunque en una proporción relativamente pequeña, alrededor del 15% de su total
cantidad que llega a la Tierra), y su propia
radiación de la superficie terrestre.
Además, recibe calor de la superficie terrestre.
por conducción de calor, así como por evaporación y
condensación posterior del vapor de agua.
Al calentarse, la atmósfera se irradia a sí misma.
Al igual que la superficie de la tierra, irradia un invisible
radiación infrarroja en el mismo rango
longitudes de onda

59. Contraradiación

La mayor parte (70%) de la radiación atmosférica proviene de
la superficie de la tierra, el resto va al mundo
espacio.
La radiación atmosférica que llega a la superficie terrestre se llama contraradiación.
Oncoming porque se dirige hacia
auto-radiación de la superficie terrestre.
La superficie de la tierra absorbe esta contraradiación.
casi en su totalidad (en un 90-99%). Por lo tanto, es
para la superficie terrestre una importante fuente de calor en
además de la radiación solar absorbida.

60. Contraradiación

La contraradiación aumenta con el aumento de la nubosidad,
porque las propias nubes irradian fuertemente.
Para estaciones planas de latitudes templadas, el promedio
intensidad de radiación contraria (para cada
centimetro cuadrado de tierra horizontal
superficie por minuto)
alrededor de 0.3-0.4 cal,
en estaciones de montaña - alrededor de 0.1-0.2 cal.
Esta es una disminución en la radiación contraria con la altura.
debido a la disminución del contenido de vapor de agua.
La mayor contraradiación se encuentra en el ecuador, donde
la atmosfera es la mas caliente y rica en vapor de agua.
Cerca del ecuador 0.5-0.6 cal/cm2 min en promedio,
En latitudes polares hasta 0,3 cal/cm2 min.

61. Contraradiación

La principal sustancia en la atmósfera que absorbe
radiación terrestre y envío que se aproxima
radiación, es vapor de agua.
Absorbe la radiación infrarroja en gran
región espectral - de 4,5 a 80 micrones, con la excepción de
intervalo entre 8,5 y 11 micras.
Con un contenido medio de vapor de agua en la atmósfera
radiación con longitudes de onda de 5,5 a 7,0 micrones o más
absorbido casi por completo.
Solo en el rango de radiación terrestre de 8.5-11 micras
pasa a través de la atmósfera hacia el espacio exterior.

62.

63. 64. Radiación efectiva

La contraradiación es siempre algo menor que la terrestre.
Por la noche, cuando no hay radiación solar, la superficie terrestre viene
sólo contra la radiación.
La superficie terrestre pierde calor debido a la diferencia positiva entre
radiación propia y contraria.
La diferencia entre la radiación propia de la tierra
superficie y contraradiación de la atmósfera
llamada radiación efectiva

65. Radiación eficiente

La radiación efectiva es
pérdida neta de energía radiante, y
por lo tanto el calor de la superficie de la tierra
Por la noche

66. Radiación efectiva

Con el aumento de la nubosidad, el aumento
contraradiación, radiación efectiva
disminuye
En tiempo nublado, la radiación efectiva
mucho menos que en claro;
En tiempo nublado menos y de noche
enfriamiento de la superficie terrestre.

67. Radiación efectiva

La radiación efectiva, por supuesto,
también existe durante el día.
Pero durante el día se superpone o parcialmente
compensado por la energía solar absorbida
radiación. Por lo tanto, la superficie de la tierra
más cálido durante el día que durante la noche, por lo que
entre otras cosas, y la radiación efectiva
más durante el día.

68. Radiación efectiva

Absorción de la radiación terrestre y envío que se aproxima
radiación a la superficie de la tierra, la atmósfera
la mayoría reduce el enfriamiento de este último en
Noche.
Durante el día, hace poco para evitar el calentamiento de la tierra.
superficie por la radiación solar.
Esta es la influencia de la atmósfera en el régimen térmico de la tierra.
superficie se llama efecto invernadero.
por analogía externa con la acción de las gafas
invernaderos.

69. Radiación efectiva

En general, la superficie de la tierra en medio
latitudes pierde efectivo
radiación alrededor de la mitad de eso
la cantidad de calor que recibe
de la radiación absorbida.

70. Balance de radiación de la superficie terrestre

La diferencia entre la radiación absorbida y el balance de radiación de la superficie terrestre En presencia de una capa de nieve, el balance de radiación
pasa a valores positivos solo en altura
el sol esta a unos 20-25°, ya que con un gran albedo de nieve
su absorción de la radiación total es pequeña.
Durante el día, el balance de radiación aumenta con el aumento de la altitud.
sol y decrece con su decrecimiento.
Por la noche, cuando no hay radiación total,
el balance de radiación negativo es
radiación efectiva
y por lo tanto cambia poco durante la noche, a menos que
las condiciones de las nubes siguen siendo las mismas.

76. Balance de radiación de la superficie terrestre

Valores medios del mediodía
balance de radiación en Moscú:
en verano con cielo despejado - 0,51 kW / m2,
en invierno con cielo despejado - 0,03 kW / m2
verano en condiciones medias
nubosidad - 0,3 kW / m2,
invierno en condiciones medias
la cobertura de nubes es de aproximadamente 0 kW/m2.

77.

78. 79. Balance de radiación de la superficie terrestre.

El balance de radiación se determina mediante un medidor de balance.
Tiene una placa receptora ennegrecida.
apuntando hacia el cielo
y el otro - hasta la superficie de la tierra.
La diferencia en el calentamiento de las placas permite
determinar el valor del balance de radiación.
Por la noche, es igual al valor de la efectiva
radiación.

80. Radiación en el espacio mundial

La mayor parte de la radiación de la superficie terrestre
absorbido en la atmósfera.
Solo en el rango de longitud de onda de 8.5-11 micrones pasa a través
atmósfera en el espacio mundial.
Esta cantidad saliente es sólo el 10%, de
entrada de radiación solar al límite de la atmósfera.
Pero, además, la atmósfera misma irradia hacia el mundo.
espacio alrededor del 55% de la energía de la entrada
radiación solar,
es decir, varias veces más grande que la superficie terrestre.

81. Radiación en el espacio mundial.

La radiación de las capas inferiores de la atmósfera es absorbida por
sus capas superpuestas.
Pero, a medida que te alejas de la superficie de la tierra, el contenido
vapor de agua, el principal absorbente de radiación,
disminuye, y se necesita una capa de aire cada vez más espesa,
para absorber la radiación procedente de
las capas subyacentes.
A partir de cierta altura de vapor de agua en general
no es suficiente para absorber toda la radiación,
que viene de abajo, y de estas capas superiores parte
la radiación atmosférica irá al mundo
espacio.
Los cálculos muestran que la radiación más fuerte en
Las capas espaciales de la atmósfera se encuentran a altitudes de 6 a 10 km.

82. Radiación en el espacio mundial.

Radiación de onda larga de la superficie terrestre y
la atmósfera que va al espacio se llama
radiación saliente.
Son unas 65 unidades, si tomamos por 100 unidades
Entrada de radiación solar a la atmósfera. Juntos con
solar de onda corta reflejada y dispersa
radiación que escapa de la atmósfera en
una cantidad de unas 35 unidades (albedo planetario de la Tierra),
esta radiación saliente compensa la entrada de energía solar
radiación a la tierra.
Así, la Tierra, junto con la atmósfera, pierde
tanta radiación como recibe, es decir,
está en un estado de radiante (radiación)
equilibrio.

83. Balance de radiación

Qincoming = Qsalida
Qincoming \u003d I * S proyecciones * (1-A)
σ
1/4
T =
Q caudal = S tierra * * T4
T=
0
252K

84. Constantes físicas

I - Constante solar - 1378 W/m2
R (Tierra) - 6367 km.
A - el albedo promedio de la Tierra - 0.33.
Σ - Constante de Stefan-Boltzmann -5.67 * 10 -8
W/m2K4

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Régimen de temperatura de la superficie subyacente. Régimen térmico de la superficie y la atmósfera terrestres Régimen térmico de la superficie y la atmósfera subyacentes

transcripción

temperatura local

Régimen térmico de la atmósfera

De intercambio de calor

Trayectoria de transferencia de calor por radiación

Balance de radiación de la superficie subyacente

Balance térmico de la superficie subyacente

superficie y capa activa

10. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y la capa activa

11. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y capa activa

12. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y la capa activa

13. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y capa activa

14. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y capa activa

15. Régimen de temperatura de la superficie subyacente y capa activa

16.

17. Procesos que afectan la transferencia de calor de la atmósfera.

18. Cambios en la temperatura del aire

19. Cambios periódicos en la temperatura del aire

20. Variación diaria de temperatura

21. en la superficie del suelo (1) y en el aire a una altura de 2m (2). Moscú (MSU)

22. Variación de la temperatura media diaria

23. Variación de la temperatura media diaria

24.

25. Temperatura de la superficie del suelo

26. Rango de temperatura diaria

27. Cambios en la amplitud de temperatura diaria (Asut)

28. Cambios en la amplitud de temperatura diaria (Asut)

29. Influencia de la cobertura del suelo en la temperatura de la superficie del suelo

30. Influencia de la cobertura del suelo en la temperatura de la superficie del suelo

31. Distribución del calor en las profundidades del suelo.

32. Distribución del calor en las profundidades del suelo.

33. Variación diaria de la temperatura en el suelo a diferentes profundidades de 1 a 80 cm Pavlovsk, May.

34. Fluctuaciones anuales de temperatura

35.

36. Variación anual de temperatura en el suelo a diferentes profundidades de 3 a 753 cm en Kaliningrado.

37. Distribución de la temperatura en el suelo verticalmente en diferentes estaciones

38. Isopletas de la variación anual de la temperatura del suelo en Tbilisi

39. Evolución diaria y anual de la temperatura en la superficie de los embalses y en las capas superiores de agua

40. Variación diaria de la temperatura en la superficie del mar (curva continua) y a una altura de 6 m en el aire (curva discontinua) en una zona tropical

41. Evolución diaria y anual de la temperatura en la superficie de los embalses y en las capas superiores del agua

42. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

43. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

44. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

45. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

46. ​​Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre

47. Curso diario de la temperatura del aire en Moscú en enero y julio. Las cifras indican las temperaturas medias mensuales de enero y julio.

48. Cambios diarios en la amplitud de la temperatura del aire.

49. Influencia de la naturaleza del suelo y la cobertura del suelo.

50. Influencia del alivio

51. Influencia de los mares y océanos

52. Cambio en la amplitud de la temperatura diaria con la altura

53. La influencia del terreno

54.

55. Radiación de la superficie terrestre

56. Radiación de la superficie terrestre

57.

58. Radiación atmosférica

59. Contraradiación

60. Contraradiación

61. Contraradiación

62.

63.

64. Radiación efectiva

65. Radiación eficiente

66. Radiación efectiva

67. Radiación efectiva

68. Radiación efectiva

69. Radiación efectiva

70. Balance de radiación de la superficie terrestre

76. Balance de radiación de la superficie terrestre

77.

78.

79. Balance de radiación de la superficie terrestre.

80. Radiación en el espacio mundial

81. Radiación en el espacio mundial.

82. Radiación en el espacio mundial.

83. Balance de radiación

84. Constantes físicas

46. Variación diaria de la temperatura del aire cerca de la superficie terrestre