Regime termico della superficie sottostante. Regime termico della superficie terrestre e dell'atmosfera Regime termico della superficie e dell'atmosfera sottostante

Il bilancio termico determina la temperatura, la sua magnitudine e la variazione sulla superficie direttamente riscaldata dai raggi solari. Quando riscaldata, questa superficie trasferisce calore (nella gamma delle onde lunghe) sia agli strati sottostanti che all'atmosfera. La superficie stessa è chiamata superficie attiva.

Il valore massimo di tutti gli elementi del bilancio termico si osserva nelle prossime ore di mezzogiorno. L'eccezione è il massimo scambio di calore nel terreno, che cade nelle ore mattutine. Le ampiezze massime della variazione diurna delle componenti del bilancio termico si osservano in estate, e quelle minime in inverno.

Nell'andamento diurno della temperatura superficiale, secca e priva di vegetazione, in una giornata limpida, si ha il massimo dopo 14 ore, e il minimo è intorno all'alba. La nuvolosità può disturbare la variazione diurna della temperatura, provocando uno spostamento del massimo e del minimo. Grande influenza la temperatura è influenzata dall'umidità superficiale e dalla vegetazione.

La temperatura massima giornaliera della superficie può essere di +80 o C o più. Le fluttuazioni giornaliere raggiungono i 40 o. I valori dei valori estremi e delle ampiezze di temperatura dipendono dalla latitudine del luogo, dalla stagione, dalla nuvolosità, dalle proprietà termiche della superficie, dal suo colore, dalla rugosità, dalla natura della copertura vegetale, dall'orientamento del pendio (esposizione).

La diffusione del calore dalla superficie attiva dipende dalla composizione del substrato sottostante, e sarà determinata dalla sua capacità termica e conducibilità termica. Sulla superficie dei continenti, il substrato sottostante è il suolo, negli oceani (mari) - l'acqua.

I terreni in genere hanno una capacità termica inferiore rispetto all'acqua e una maggiore conducibilità termica. Pertanto, si riscaldano e si raffreddano più velocemente dell'acqua.

Il tempo è dedicato al trasferimento del calore da uno strato all'altro e i momenti di inizio dei valori di temperatura massima e minima durante il giorno sono ritardati di circa 3 ore ogni 10 cm. Più profondo è lo strato, meno calore riceve e più deboli sono le fluttuazioni di temperatura al suo interno. L'ampiezza delle fluttuazioni di temperatura diurna con la profondità diminuisce di 2 volte ogni 15 cm. A una profondità media di circa 1 m, le fluttuazioni giornaliere della temperatura del suolo "svaniscono". Viene chiamato il livello in cui si fermano strato di temperatura giornaliera costante.

Più lungo è il periodo delle fluttuazioni di temperatura, più si diffondono in profondità. Pertanto, alle medie latitudini, lo strato di temperatura annuale costante si trova a una profondità di 19-20 m, alle alte latitudini, a una profondità di 25 m, e alle latitudini tropicali, dove le ampiezze di temperatura annuali sono piccole, a una profondità di 5–10 milioni di anni sono ritardati in media di 20-30 giorni per metro.

La temperatura nello strato di temperatura annuale costante è vicina alla temperatura media annuale dell'aria sopra la superficie.

L'acqua si riscalda più lentamente e rilascia il calore più lentamente. inoltre i raggi del sole può penetrare a grandi profondità, riscaldando direttamente gli strati più profondi. Il trasferimento di calore in profondità non è tanto dovuto alla conducibilità termica molecolare, ma in misura maggiore al mescolamento delle acque in modo turbolento o delle correnti. Quando gli strati superficiali dell'acqua si raffreddano, si verifica la convezione termica, che è anche accompagnata dalla miscelazione.

Le fluttuazioni giornaliere della temperatura sulla superficie dell'oceano alle alte latitudini sono in media solo 0,1ºС, in temperato - 0,4ºС, in tropicale - 0,5ºС, La profondità di penetrazione di queste fluttuazioni è di 15-20 m.

Ampiezze di temperatura annuali sulla superficie dell'oceano da 1ºС alle latitudini equatoriali a 10,2ºС alle latitudini temperate. Le fluttuazioni di temperatura annuali penetrano fino a una profondità di 200-300 m.

I momenti di massima temperatura nei corpi idrici sono ritardati rispetto alla terra. Il massimo è intorno 15-16 almeno ore 2-3 ore dopo l'alba. La temperatura massima annuale sulla superficie dell'oceano nell'emisfero settentrionale si verifica ad agosto, la minima - a febbraio.

Domanda 7 (atmosfera) - variazione della temperatura dell'aria con l'altezza. L'atmosfera è costituita da una miscela di gas chiamata aria, in cui sono sospese particelle liquide e solide. La massa totale di quest'ultimo è insignificante rispetto all'intera massa dell'atmosfera. Aria atmosferica a superficie terrestre di solito è bagnato. Ciò significa che la sua composizione, insieme ad altri gas, include vapore acqueo, ad es. acqua allo stato gassoso. Il contenuto di vapore acqueo nell'aria varia in modo significativo, a differenza di altri parti costitutive aria: vicino alla superficie terrestre, oscilla tra centesimi di percento e pochi percento. Ciò è spiegato dal fatto che, nelle condizioni esistenti nell'atmosfera, il vapore acqueo può passare allo stato liquido e solido e, al contrario, può rientrare nell'atmosfera per evaporazione dalla superficie terrestre. L'aria, come ogni corpo, ha sempre una temperatura diversa dallo zero assoluto. La temperatura dell'aria in ogni punto dell'atmosfera cambia continuamente; in luoghi diversi sulla Terra allo stesso tempo è anche diverso. Alla superficie terrestre la temperatura dell'aria varia in un intervallo abbastanza ampio: i suoi valori estremi, osservati finora, sono di poco inferiori a +60° (nei deserti tropicali) e circa -90° (sulla terraferma dell'Antartide). Con l'altezza, la temperatura dell'aria varia in diversi strati e in diversi casi in modi diversi. In media, prima diminuisce fino a un'altezza di 10-15 km, poi cresce fino a 50-60 km, quindi cade di nuovo, ecc. . - GRADIENTE DI TEMPERATURA VERTICALE sin. GRADIENTE DI TEMPERATURA VERTICALE - gradiente di temperatura verticale - variazione di temperatura all'aumentare dell'altezza sul livello del mare, presa per unità di distanza. È considerato positivo se la temperatura diminuisce con l'altezza. Nel caso opposto, ad esempio, nella stratosfera, la temperatura aumenta durante l'ascesa e quindi si forma un gradiente verticale inverso (inversione), a cui viene assegnato un segno meno. Nella troposfera, V. t. g. in media 0,65o / 100 m, ma singoli casi può superare 1o/100 m o assumere valori negativi durante le inversioni di temperatura. Nello strato superficiale sulla terraferma tempo caldo anni, può essere dieci volte superiore. - processo adiabatico- Processo adiabatico (processo adiabatico) - un processo termodinamico che si verifica in un sistema senza scambio di calore con ambiente(), cioè in un sistema adiabatico isolato, il cui stato può essere modificato solo modificando i parametri esterni. Il concetto di isolamento adiabatico è un'idealizzazione di gusci termoisolanti o vasi Dewar (gusci adiabatici). Cambio di temperatura corpi esterni non interessa un sistema adiabatico isolato e la loro energia U può cambiare solo a causa del lavoro svolto dal sistema (o su di esso). Secondo il primo principio della termodinamica, in un processo adiabatico reversibile per un sistema omogeneo, dove V è il volume del sistema, p è la pressione, e nel caso generale, dove aj sono parametri esterni, Aj sono le forze termodinamiche. Secondo la seconda legge della termodinamica, in un processo adiabatico reversibile l'entropia è costante, in un processo irreversibile aumenta. Processi molto veloci in cui lo scambio termico con l'ambiente non ha tempo, ad esempio durante la propagazione del suono, possono essere considerati un processo adiabatico. L'entropia di ogni piccolo elemento del fluido rimane costante durante il suo movimento con velocità v, quindi la derivata totale dell'entropia s, per unità di massa, è uguale a zero (condizione di adiabaticità). Un semplice esempio di processo adiabatico è la compressione (o espansione) di un gas in un cilindro termicamente isolato con pistone isolato termicamente: la temperatura aumenta durante la compressione e diminuisce durante l'espansione. Un altro esempio di processo adiabatico è la smagnetizzazione adiabatica, utilizzata nel metodo di raffreddamento magnetico. Un processo adiabatico reversibile, chiamato anche processo isentropico, è rappresentato sul diagramma di stato da un adiabat (isentropo). L'aria che sale, entrando in un mezzo rarefatto, si espande, si raffredda e, al contrario, in discesa si riscalda a causa della compressione. Tale cambiamento di temperatura dovuto all'energia interna, senza l'afflusso e il rilascio di calore, è chiamato adiabatico. Le variazioni di temperatura adiabatiche si verificano secondo adiabatico secco e adiabatico umido legislazione. Di conseguenza, si distinguono anche i gradienti verticali di variazione della temperatura con l'altezza. Il gradiente adiabatico secco è una variazione della temperatura dell'aria insatura secca o umida di 1 ° C per ogni 100 metri di elevazione o abbassamento e il gradiente adiabatico umido è una diminuzione della temperatura dell'aria satura umida di meno di 1 ° C per ogni 100 metri di dislivello.

-Inversione in meteorologia si intende la natura anomala del cambiamento di qualsiasi parametro nell'atmosfera con l'aumentare della quota. Molto spesso questo si riferisce a un'inversione di temperatura, cioè un aumento della temperatura con l'altezza in un certo strato dell'atmosfera invece della consueta diminuzione (vedi atmosfera terrestre).

Esistono due tipi di inversione:

1. inversioni di temperatura superficiale a partire direttamente dalla superficie terrestre (lo spessore dello strato di inversione è di decine di metri)

2. Inversioni di temperatura nell'atmosfera libera (lo spessore dello strato di inversione raggiunge centinaia di metri)

L'inversione della temperatura impedisce il movimento verticale dell'aria e contribuisce alla formazione di foschia, nebbia, smog, nuvole, miraggi. L'inversione è fortemente dipendente dalle caratteristiche del terreno locale. L'aumento di temperatura nello strato di inversione varia da decimi di gradi a 15-20 °C e oltre. Le inversioni della temperatura superficiale nella Siberia orientale e in Antartide in inverno sono le più potenti.

Biglietto.

Il corso giornaliero della temperatura dell'aria - variazione della temperatura dell'aria durante il giorno. L'andamento giornaliero della temperatura dell'aria in generale riflette l'andamento della temperatura della superficie terrestre, ma i momenti dell'inizio dei massimi e dei minimi sono alquanto tardivi, il massimo si osserva alle 14:00, il minimo dopo l'alba. Le fluttuazioni giornaliere della temperatura dell'aria in inverno sono evidenti fino a un'altezza di 0,5 km, in estate fino a 2 km.

Ampiezza giornaliera della temperatura dell'aria - la differenza tra la temperatura massima e minima dell'aria durante il giorno. L'ampiezza giornaliera della temperatura dell'aria è massima nei deserti tropicali - fino a 40 0, in equatoriale e latitudini temperate oh si sta restringendo. L'ampiezza giornaliera è minore in inverno e con tempo nuvoloso. Sopra la superficie dell'acqua, è molto meno che sulla terraferma; sulla copertura vegetale è inferiore rispetto alle superfici nude.

L'andamento annuale della temperatura dell'aria è determinato principalmente dalla latitudine del luogo. Il corso annuale della temperatura dell'aria - variazione della temperatura media mensile durante l'anno. Ampiezza annuale della temperatura dell'aria - la differenza tra la temperatura media mensile massima e minima. Esistono quattro tipi di variazione annuale della temperatura; Ogni tipo ha due sottotipi marittimo e continentale caratterizzato da diverse ampiezze di temperatura annue. V equatoriale Il tipo di variazione annuale della temperatura mostra due piccoli massimi e due piccoli minimi. I massimi si verificano dopo gli equinozi, quando il sole è allo zenit sopra l'equatore. Nel sottotipo marino, l'ampiezza annuale della temperatura dell'aria è 1-2 0 , nel continentale 4-6 0 . La temperatura è positiva tutto l'anno. V tropicale il tipo di variazione annuale della temperatura ha un massimo dopo il solstizio d'estate e un minimo dopo il giorno solstizio d'inverno nell'emisfero settentrionale. Nel sottotipo marino, l'ampiezza della temperatura annuale è 5 0 , nel continentale 10-20 0 . V moderare Nel tipo di variazione annuale della temperatura, vi è anche un massimo dopo il solstizio d'estate e un minimo dopo il solstizio d'inverno nell'emisfero settentrionale; le temperature sono negative in inverno. Sull'oceano l'ampiezza è 10-15 0 , sulla terraferma aumenta con la distanza dall'oceano: sulla costa - 10 0 , al centro della terraferma - fino a 60 0 . V polare Nel tipo di variazione annuale della temperatura, c'è un massimo dopo il solstizio d'estate e un minimo dopo il solstizio d'inverno nell'emisfero settentrionale, la temperatura è negativa per la maggior parte dell'anno. L'ampiezza annuale in mare è 20-30 0 , a terra - 60 0 . I tipi selezionati riflettono la variazione di temperatura zonale dovuta all'afflusso di radiazione solare. La variazione annuale della temperatura è fortemente influenzata dal movimento masse d'aria.

Biglietto.

Isoterme Linee che collegano i punti sulla mappa con la stessa temperatura.

In estate i continenti sono più caldi, le isoterme sulla terraferma si piegano verso i poli.

Sulla mappa temperature invernali(dicembre nell'emisfero settentrionale e luglio in quello meridionale) le isoterme si discostano in modo significativo dai paralleli. Al di sopra degli oceani, le isoterme si spostano molto ad alte latitudini, formando "lingue di calore"; sulla terraferma, le isoterme deviano verso l'equatore.

La temperatura media annuale dell'emisfero settentrionale è +15,2 0 С e quella dell'emisfero meridionale è +13,2 0 С. La temperatura minima nell'emisfero settentrionale ha raggiunto -77 0 С (Oymyakon) e -68 0 С (Verkhoyansk). Nell'emisfero australe le temperature minime sono molto più basse; alle stazioni "Sovetskaya" e "Vostok" la temperatura era di -89,2 0 С. La temperatura minima con tempo senza nuvole in Antartide può scendere a -93 0 С. in California, nella Death Valley, è stata rilevata una temperatura di +56,70.

Su quanto i continenti e gli oceani influenzino la distribuzione delle temperature, fornisci la rappresentazione delle mappe e delle anomalie. isanomali- linee che collegano punti con le stesse anomalie di temperatura. Le anomalie sono deviazioni delle temperature effettive da quelle di media latitudine. Le anomalie sono positive e negative. Positivi si osservano in estate sui continenti riscaldati

I tropici e i circoli artici non possono essere considerati confini validi zone termiche (sistema di classificazione climatica per temperatura dell'aria), poiché una serie di altri fattori influenzano la distribuzione della temperatura: la distribuzione della terra e dell'acqua, le correnti. Le isoterme vengono portate oltre i confini delle zone termiche. La zona calda si trova tra le isoterme annuali di 20 0 C e delinea la fascia di palme selvatiche. I confini della zona temperata sono tracciati lungo l'isoterma 10 0 Dal mese più caldo. Nell'emisfero settentrionale, il confine coincide con la distribuzione della foresta-tundra. Il confine della cintura fredda corre lungo l'isoterma 0 0 del mese più caldo. Le cinture antigelo si trovano attorno ai poli.

Il suo valore e modifica sulla superficie che viene riscaldata direttamente dai raggi solari. Quando riscaldata, questa superficie trasferisce calore (nella gamma delle onde lunghe) sia agli strati sottostanti che all'atmosfera. La superficie stessa è chiamata superficie attiva.

Nell'andamento diurno della temperatura superficiale, secca e priva di vegetazione, in una giornata limpida, si ha il massimo dopo 14 ore, e il minimo è intorno all'alba. La nuvolosità può disturbare la variazione diurna della temperatura, provocando uno spostamento del massimo e del minimo. L'umidità e la vegetazione superficiale hanno una grande influenza sull'andamento della temperatura.

I terreni in genere hanno una capacità termica inferiore rispetto all'acqua e una maggiore conducibilità termica. Pertanto, si riscaldano e si raffreddano più velocemente dell'acqua.

Più lungo è il periodo delle fluttuazioni di temperatura, più si diffondono in profondità. Pertanto, alle medie latitudini, lo strato di temperatura annuale costante si trova a una profondità di 19-20 m, alle alte latitudini, a una profondità di 25 m e alle latitudini tropicali, dove le ampiezze di temperatura annuali sono piccole, a una profondità di 5–10 milioni di anni sono ritardati in media di 20-30 giorni per metro.

La temperatura nello strato di temperatura annuale costante è vicina alla temperatura media annuale dell'aria sopra la superficie.

trascrizione

1 REGIME TERMICO DELL'ATMOSFERA E DELLA SUPERFICIE TERRA

2 Bilancio termico della superficie terrestre L'irraggiamento totale e la controirradiazione dell'atmosfera penetrano nella superficie terrestre. Vengono assorbiti dalla superficie, cioè vanno a riscaldare gli strati superiori del suolo e dell'acqua. Allo stesso tempo, la superficie terrestre stessa irradia e perde calore nel processo.

3 Superficie terrestre (superficie attiva, superficie sottostante) ovvero la superficie del suolo o dell'acqua (vegetazione, neve, copertura di ghiaccio), in continuo diversi modi guadagna e perde calore. Attraverso la superficie terrestre, il calore viene trasferito nell'atmosfera e giù nel suolo o nell'acqua. In qualsiasi periodo di tempo, la stessa quantità di calore sale e scende dalla superficie terrestre che riceve dall'alto e dal basso durante questo periodo. Se così fosse, la legge di conservazione dell'energia non sarebbe soddisfatta: bisognerebbe presumere che l'energia sorga o scompaia sulla superficie terrestre. La somma algebrica di tutte le entrate e uscite di calore sulla superficie terrestre dovrebbe essere uguale a zero. Ciò è espresso dall'equazione del bilancio termico della superficie terrestre.

4 Equazione del bilancio termico Per scrivere l'equazione del bilancio termico, in primo luogo, combiniamo la radiazione assorbita Q (1- A) e la radiazione effettiva Eef = Ez - Ea in un bilancio di radiazione: B=S +DR + Ea Ez o B= Q (1 - A) - Eef

5 Bilancio di radiazione della superficie terrestre - È la differenza tra radiazione assorbita (radiazione totale meno riflessa) e radiazione efficace (radiazione della superficie terrestre meno contro radiazione) B=S +DR + Ea Ez B=Q(1-A) -Eef 0 Quindi V= - Eeff

6 1) L'arrivo di calore dall'aria o il suo rilascio nell'aria per conduzione termica, chiamiamo P 2) Lo stesso reddito o consumo per scambio termico con strati più profondi di suolo o acqua, che chiameremo A. 3) La perdita di calore durante l'evaporazione o il suo arrivo durante la condensazione sulla superficie terrestre, indichiamo LE dove L è il calore specifico di vaporizzazione ed E è l'evaporazione/condensazione (massa d'acqua). Quindi l'equazione per il bilancio termico della superficie terrestre sarà scritta come segue: B \u003d P + A + LE L'equazione del bilancio termico si riferisce all'area unitaria della superficie attiva Tutti i suoi membri sono flussi di energia Hanno la dimensione di W / m 2

7, il significato dell'equazione è che il bilancio radiativo sulla superficie terrestre è bilanciato dal trasferimento di calore non radiativo. L'equazione è valida per qualsiasi periodo di tempo, anche per molti anni.

8 Componenti del bilancio termico del sistema Terra-atmosfera Ricevuto dal sole Rilasciato dalla superficie terrestre

9 Opzioni di bilancio termico Q Bilancio di irraggiamento LE Perdita di calore per evaporazione H Flusso di calore turbolento da (verso) l'atmosfera dalla superficie sottostante G -- Flusso di calore verso (dalla) profondità del suolo

10 Arrivo e consumo B=Q(1-A)-Eef B= P+A+LE Q(1-A)- Il flusso di radiazione solare, parzialmente riflettente, penetra in profondità nello strato attivo a diverse profondità e lo riscalda sempre La radiazione efficace di solito raffredda la superficie Eeff L'evaporazione raffredda sempre anche la superficie LE Il flusso di calore nell'atmosfera Р raffredda la superficie durante il giorno quando è più calda dell'aria, ma la riscalda di notte quando l'atmosfera è più calda della superficie terrestre . Flusso di calore nel terreno A, rimuove il calore in eccesso durante il giorno (raffredda la superficie), ma porta il calore mancante dalle profondità durante la notte

11 La temperatura media annuale della superficie terrestre e dello strato attivo varia poco di anno in anno Di giorno in giorno e di anno in anno, la temperatura media dello strato attivo e della superficie terrestre varia poco in ogni luogo. Ciò significa che durante il giorno, quasi tanto calore entra nelle profondità del suolo o dell'acqua durante il giorno quanto ne esce di notte. Ma comunque, durante le giornate estive, il caldo scende un po' più di quanto non provenga dal basso. Pertanto, gli strati di suolo e acqua, e la loro superficie, vengono riscaldati giorno dopo giorno. In inverno si verifica il processo inverso. Questi cambiamenti stagionali nell'apporto e nella produzione di calore nel suolo e nell'acqua sono quasi bilanciati nel corso dell'anno e la temperatura media annuale della superficie terrestre e dello strato attivo varia poco di anno in anno.

12 La superficie sottostante è la superficie terrestre che interagisce direttamente con l'atmosfera.

13 Superficie attiva Tipi di scambio termico della superficie attiva E' la superficie del suolo, della vegetazione e di ogni altro tipo di superficie terrestre e oceanica (acqua), che assorbe e cede calore, regola il regime termico del corpo stesso e la strato d'aria adiacente (strato superficiale)

14 Valori approssimativi dei parametri delle proprietà termiche dello strato attivo della Terra Sostanza Densità Kg/m 3 Capacità termica J/(kg K) Conducibilità termica W/(m K) aria 1,02 acqua, 63 ghiaccio, 5 neve , 11 legno, 0 sabbia, 25 roccia, 0

15 Come si riscalda la terra: la conducibilità termica è uno dei tipi di scambio termico

16 Meccanismo di conduzione del calore (trasferimento di calore in profondità nei corpi) La conduzione di calore è uno dei tipi di trasferimento di calore dalle parti più riscaldate del corpo a quelle meno riscaldate, che porta all'equalizzazione della temperatura. Allo stesso tempo, l'energia viene trasferita nel corpo dalle particelle (molecole, atomi, elettroni) con energia maggiore a particelle con energia inferiore. il flusso q è proporzionale al grad T, cioè dove λ è il coefficiente di conducibilità termica, o semplicemente conducibilità termica, non dipende dal grado T. λ dipende dallo stato di aggregazione della sostanza (vedi tabella), dalla sua struttura atomica e molecolare, dalla temperatura e pressione, dalla composizione (nel caso di miscela o soluzione), ecc. Il calore flusso al suolo Nell'equazione del bilancio termico, questo è A GT cz

17 Il trasferimento di calore al suolo obbedisce alle leggi della conducibilità termica di Fourier (1 e 2) 1) Il periodo di fluttuazione della temperatura non cambia con la profondità 2) L'ampiezza della fluttuazione decade esponenzialmente con la profondità

18 Distribuzione del calore nel terreno Maggiore è la densità e l'umidità del terreno, migliore è la conduzione del calore, più velocemente si diffonde in profondità e più profonde penetrano le fluttuazioni di temperatura. Ma, indipendentemente dal tipo di terreno, il periodo delle fluttuazioni di temperatura non cambia con la profondità. Ciò significa che non solo in superficie, ma anche in profondità, permane un corso giornaliero con un periodo di 24 ore tra ogni due massimi o minimi successivi, e un corso annuale con un periodo di 12 mesi.

19 Formazione della temperatura nello strato superiore del suolo (cosa mostrano i termometri a gomito) L'ampiezza delle fluttuazioni diminuisce esponenzialmente. Al di sotto di una certa profondità (circa cm cm), la temperatura cambia poco durante il giorno.

20 Variazione giornaliera e annuale della temperatura superficiale del suolo La temperatura superficiale del suolo ha una variazione giornaliera: La minima si osserva circa mezz'ora dopo il sorgere del sole. A questo punto, l'equilibrio di radiazione della superficie del suolo diventa zero il trasferimento di calore dallo strato superiore del suolo per irraggiamento effettivo è bilanciato dall'aumento dell'afflusso di irraggiamento totale. Lo scambio di calore non radiativo in questo momento è trascurabile. Quindi la temperatura sulla superficie del suolo sale fino ad alcune ore, quando raggiunge un massimo nell'andamento giornaliero. Dopodiché, la temperatura inizia a scendere. Il bilancio dell'irraggiamento nel pomeriggio rimane positivo; tuttavia, durante il giorno il calore viene rilasciato dallo strato superiore del suolo all'atmosfera non solo attraverso l'irraggiamento efficace, ma anche attraverso una maggiore conduttività termica, nonché una maggiore evaporazione dell'acqua. Continua anche il trasferimento di calore nella profondità del terreno. Pertanto, la temperatura sulla superficie del suolo scende dalle ore al minimo mattutino.

21 Variazione giornaliera della temperatura del suolo a diverse profondità, le ampiezze delle oscillazioni diminuiscono con la profondità. Quindi, se in superficie l'ampiezza giornaliera è 30 e a una profondità di 20 cm - 5, a una profondità di 40 cm sarà già inferiore a 1. A una profondità relativamente bassa, l'ampiezza giornaliera diminuisce a zero. A questa profondità (circa cm), inizia uno strato di temperatura giornaliera costante. Pavlovsk, maggio. L'ampiezza delle fluttuazioni di temperatura annuali diminuisce con la profondità secondo la stessa legge. Tuttavia, le fluttuazioni annuali si propagano a una profondità maggiore, il che è abbastanza comprensibile: c'è più tempo per la loro propagazione. Le ampiezze delle fluttuazioni annuali si riducono a zero a una profondità di circa 30 m alle latitudini polari, di circa 10 m alle medie latitudini e di circa 10 m ai tropici (dove le ampiezze annuali sono anche inferiori sulla superficie del suolo rispetto al medie latitudini). A queste profondità inizia uno strato di temperatura annuale costante. Il ciclo diurno nel suolo si attenua con la profondità in ampiezza e ritarda di fase a seconda dell'umidità del suolo: il massimo si verifica la sera sulla terraferma e la notte sull'acqua (lo stesso vale per il minimo al mattino e al pomeriggio)

22 Leggi di Fourier di conduzione del calore (3) 3) Il ritardo di fase dell'oscillazione aumenta linearmente con la profondità. l'ora di inizio della temperatura massima si sposta di alcune ore rispetto agli strati superiori (verso sera e anche notte)

23 La quarta legge di Fourier Le profondità degli strati di temperatura costante giornaliera e annuale sono correlate tra loro come le radici quadrate dei periodi di oscillazione, cioè come 1: 365. Ciò significa che la profondità alla quale le oscillazioni annuali decadono è 19 volte maggiore della profondità in cui sono smorzate le fluttuazioni diurne. E questa legge, come il resto delle leggi di Fourier, è abbastanza ben confermata dalle osservazioni.

24 Formazione della temperatura nell'intero strato attivo del suolo (Cosa si vede dai termometri di scarico) 1. Il periodo di oscillazione della temperatura non cambia con la profondità 2. Al di sotto di una certa profondità, la temperatura non cambia nel corso dell'anno. 3. Le profondità di propagazione delle fluttuazioni annuali sono circa 19 volte maggiori delle fluttuazioni giornaliere

25 Penetrazione delle fluttuazioni di temperatura in profondità nel terreno secondo il modello di conducibilità termica

26. La variazione media giornaliera della temperatura sulla superficie del suolo (P) e nell'aria ad un'altezza di 2 m (V). Pavlovsk, giugno. Le temperature massime sulla superficie del suolo sono generalmente superiori a quelle dell'aria all'altezza della cabina meteorologica. Questo è comprensibile: durante il giorno, la radiazione solare riscalda principalmente il terreno e già l'aria si riscalda da esso.

27 Andamento annuale della temperatura del suolo La temperatura della superficie del suolo, ovviamente, cambia anche nel corso annuale. Alle latitudini tropicali, la sua ampiezza annuale, cioè la differenza delle temperature medie a lungo termine dei mesi più caldi e più freddi dell'anno, è piccola e aumenta con la latitudine. Nell'emisfero settentrionale alla latitudine 10 è circa 3, alla latitudine 30 circa 10, alla latitudine 50 è in media circa 25.

28 Le fluttuazioni di temperatura del suolo si attenuano con la profondità in ampiezza e sfasamento, le massime si spostano all'autunno e le minime alla primavera Massimi e minimi annuali sfasano di giorni per ogni metro di profondità. Variazione annuale della temperatura del suolo a diverse profondità da 3 a 753 cm a Kaliningrad. Alle latitudini tropicali, l'ampiezza annuale, cioè la differenza delle temperature medie a lungo termine dei mesi più caldi e più freddi dell'anno, è piccola e aumenta con la latitudine. Nell'emisfero settentrionale alla latitudine 10 è circa 3, alla latitudine 30 circa 10, alla latitudine 50 è in media circa 25.

29 Metodo dell'isopleto termico Rappresenta visivamente tutte le caratteristiche della variazione di temperatura sia nel tempo che con la profondità (in un punto) Esempio di variazione annuale e variazione giornaliera Isoplets della variazione di temperatura annuale nel suolo a Tbilisi

30 Andamento giornaliero della temperatura dell'aria dello strato superficiale La temperatura dell'aria varia nell'andamento giornaliero seguendo la temperatura della superficie terrestre. Poiché l'aria viene riscaldata e raffreddata dalla superficie terrestre, l'ampiezza della variazione di temperatura giornaliera nella cabina meteorologica è inferiore a quella della superficie del suolo, in media di circa un terzo. L'aumento della temperatura dell'aria inizia con l'aumento della temperatura del suolo (15 minuti dopo) al mattino, dopo l'alba. In poche ore, la temperatura del suolo, come sappiamo, inizia a scendere. In ore si equalizza con la temperatura dell'aria; da quel momento in poi, con un ulteriore abbassamento della temperatura del suolo, inizia a scendere anche la temperatura dell'aria. Pertanto, il minimo nel corso giornaliero della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre cade nell'ora subito dopo l'alba e il massimo nelle ore.

32 Differenze nel regime termico del suolo e dei corpi idrici Vi sono forti differenze nelle caratteristiche termiche e termiche degli strati superficiali del suolo e degli strati superiori dei corpi idrici. Nel suolo, il calore è distribuito verticalmente dalla conduzione del calore molecolare, e nell'acqua leggermente mossa anche dalla miscelazione turbolenta degli strati d'acqua, che è molto più efficiente. La turbolenza nei corpi idrici è principalmente dovuta alle onde e alle correnti. Ma di notte e nella stagione fredda, anche la convezione termica si unisce a questo tipo di turbolenza: l'acqua raffreddata in superficie affonda a causa dell'aumento della densità e viene sostituita dall'acqua più calda degli strati inferiori.

33 Caratteristiche della temperatura dei corpi idrici associate a grandi coefficienti di trasferimento di calore turbolento Le fluttuazioni giornaliere e annuali dell'acqua penetrano a profondità molto maggiori rispetto al suolo Le ampiezze di temperatura sono molto più piccole e quasi le stesse nell'UML di laghi e mari Flussi di calore nel strato d'acqua attivo sono molte volte nel suolo

34 Fluttuazioni giornaliere e annuali Di conseguenza, le fluttuazioni giornaliere della temperatura dell'acqua si estendono a una profondità di circa decine di metri e nel terreno a meno di un metro. Le fluttuazioni annuali della temperatura nell'acqua si estendono fino a una profondità di centinaia di metri e nel suolo solo fino a m, quindi il calore che arriva alla superficie dell'acqua durante il giorno e l'estate penetra a una profondità considerevole e riscalda un grande spessore d'acqua. La temperatura dello strato superiore e della superficie dell'acqua stessa aumenta poco allo stesso tempo. Nel terreno, il calore in ingresso viene distribuito in un sottile strato superiore, che viene quindi fortemente riscaldato. Lo scambio di calore con gli strati più profondi nell'equazione di bilancio termico "A" per l'acqua è molto maggiore che per il suolo e il flusso di calore nell'atmosfera "P" (turbolenza) è corrispondentemente inferiore. Di notte e in inverno, l'acqua perde calore dallo strato superficiale, ma invece arriva il calore accumulato dagli strati sottostanti. Pertanto, la temperatura sulla superficie dell'acqua diminuisce lentamente. Sulla superficie del terreno, la temperatura scende rapidamente durante il rilascio di calore: il calore accumulato nel sottile strato superiore lo lascia rapidamente senza essere reintegrato dal basso.

Sono state ottenute 35 mappe del trasferimento di calore turbolento dell'atmosfera e della superficie sottostante

36 Negli oceani e nei mari, l'evaporazione svolge anche un ruolo nella miscelazione degli strati e nel relativo trasferimento di calore. Con una significativa evaporazione dalla superficie del mare, lo strato superiore dell'acqua diventa più salato e denso, per cui l'acqua affonda dalla superficie alle profondità. Inoltre, la radiazione penetra più in profondità nell'acqua rispetto al suolo. Infine, la capacità termica dell'acqua è grande rispetto al suolo e la stessa quantità di calore riscalda una massa d'acqua a una temperatura inferiore rispetto alla stessa massa di suolo. CAPACITÀ TERMICA - La quantità di calore assorbita da un corpo quando riscaldato di 1 grado (Celsius) o ceduto quando viene raffreddato di 1 grado (Celsius) o la capacità di un materiale di accumularsi energia termica.

37 A causa di queste differenze nella distribuzione del calore: 1. durante la stagione calda, l'acqua si accumula in uno strato d'acqua sufficientemente potente un gran numero di calore rilasciato nell'atmosfera durante la stagione fredda. 2. durante la stagione calda, il suolo emette di notte la maggior parte del calore che riceve durante il giorno e ne accumula poco durante l'inverno. A causa di queste differenze, la temperatura dell'aria sopra il mare è più bassa in estate e più alta in inverno che sulla terraferma. Alle medie latitudini, durante il semestre caldo dell'anno, si accumulano nel terreno 1,5-3 kcal di calore per centimetro quadrato di superficie. Nella stagione fredda, il suolo cede questo calore all'atmosfera. Il valore di ±1,5 3 kcal / cm 2 all'anno è il ciclo termico annuale del suolo.

38 Le ampiezze della variazione annuale della temperatura determinano il clima continentale o del mare Mappa delle ampiezze della variazione annuale della temperatura in prossimità della superficie terrestre

39 La posizione del luogo rispetto alla linea di costa incide significativamente sul regime di temperatura, umidità, nuvolosità, precipitazioni e determina il grado di continentalità del clima.

40 Continentalità climatica Continentalità climatica - totalità caratteristiche peculiari clima, determinato dall'impatto della terraferma sui processi di formazione del clima. In un clima sopra il mare (clima marino), si osservano piccole ampiezze annuali della temperatura dell'aria rispetto al clima continentale sulla terraferma con grandi ampiezze della temperatura annuale.

41 La variazione annuale della temperatura dell'aria alla latitudine 62 N: nelle Isole Faroe e Yakutsk riflette la posizione geografica di questi punti: nel primo caso - vicino alla costa occidentale dell'Europa, nel secondo - nella parte orientale dell'Asia

42 Ampiezza media annuale a Torshavn 8, a Yakutsk 62 C. Nel continente dell'Eurasia si osserva un aumento dell'ampiezza annuale nella direzione da ovest a est.

43 Eurasia - il continente con la maggiore distribuzione di clima continentale Questo tipo di clima è tipico delle regioni interne dei continenti. Il clima continentale è dominante in una parte significativa del territorio di Russia, Ucraina, Asia centrale (Kazakistan, Uzbekistan, Tagikistan), Cina interna, Mongolia, regioni interne degli Stati Uniti e Canada. Il clima continentale porta alla formazione di steppe e deserti, poiché la maggior parte dell'umidità dei mari e degli oceani non raggiunge le regioni interne.

44 indice di continentalità è una caratteristica numerica della continentalità climatica. Esistono diverse opzioni per I K, che si basano sull'una o sull'altra funzione dell'ampiezza annuale della temperatura dell'aria A: secondo Gorchinsky, secondo Konrad, secondo Zenker, secondo Khromov.Ci sono indici costruiti su altri motivi. Ad esempio, è stato proposto come IC il rapporto tra la frequenza di occorrenza delle masse d'aria continentali e la frequenza delle masse d'aria marina. L. G. Polozova ha proposto di caratterizzare la continentalità separatamente per gennaio e luglio in relazione alla massima continentalità a una data latitudine; quest'ultimo è determinato da anomalie di temperatura. Η. Η. Ivanov ha proposto IK in funzione della latitudine, delle ampiezze di temperatura annuali e giornaliere e del deficit di umidità nel mese più secco.

45 indice di continentalità L'ampiezza dell'ampiezza annuale della temperatura dell'aria dipende dalla latitudine geografica. Alle basse latitudini, le ampiezze di temperatura annuali sono inferiori rispetto alle alte latitudini. Questa disposizione porta alla necessità di escludere l'influenza della latitudine sull'ampiezza annuale. Per questo vengono proposti vari indicatori di continentalità climatica, rappresentati da una funzione dell'ampiezza e della latitudine della temperatura annuale. Formula L. Gorchinsky dove A è l'ampiezza della temperatura annuale. La continentalità media sull'oceano è zero e per Verkhoyansk è 100.

47 Marino e continentale L'area a clima marittimo temperato è caratterizzata da inverni piuttosto caldi (da -8 C a 0 C), estati fresche (+16 C) e precipitazioni elevate (oltre 800 mm), che cadono uniformemente durante tutto l'anno. Il clima continentale temperato è caratterizzato da fluttuazioni della temperatura dell'aria da circa -8°C di gennaio a +18°C di luglio, le precipitazioni qui sono superiori a mm, che cadono principalmente in estate. L'area di clima continentale è caratterizzata da temperature più basse in inverno (fino a -20 C) e precipitazioni minori (circa 600 mm). Nel clima temperato fortemente continentale, l'inverno sarà ancora più freddo fino a -40 C e le precipitazioni saranno anche inferiori a mm.

48 Estremi Temperature fino a +55, e anche fino a +80 nei deserti, si osservano in estate sulla superficie del suolo nudo nella regione di Mosca. I minimi di temperatura notturna, al contrario, sono inferiori sulla superficie del suolo che nell'aria, poiché, prima di tutto, il suolo viene raffreddato da un'irradiazione efficace e l'aria è già raffreddata da esso. In inverno nella regione di Mosca, le temperature notturne in superficie (coperte di neve in questo momento) possono scendere sotto i 50, in estate (tranne luglio) a zero. Sulla superficie nevosa all'interno dell'Antartide, anche la temperatura media mensile di giugno è di circa 70, e in alcuni casi può scendere fino a 90.

49 Mappe della temperatura media dell'aria gennaio e luglio

50 Distribuzione della temperatura dell'aria (la suddivisione in zone è il fattore principale della zonazione climatica) Media annuale Media estiva (luglio) Media di gennaio Media per zone latitudinali

51 Regime termico del territorio della Russia È caratterizzato da forti contrasti in inverno. Nella Siberia orientale, l'anticiclone invernale, che è una formazione barica estremamente stabile, contribuisce alla formazione di un polo freddo nella Russia nord-orientale con una temperatura media mensile dell'aria in inverno di 42°C. La temperatura media minima in inverno è di 55°C. in inverno cambia da C nel sud-ovest, raggiungendo valori positivi sulla costa del Mar Nero, a C nelle regioni centrali.

52 Temperatura media dell'aria superficiale (С) in inverno

53 Temperatura media dell'aria superficiale (С) in estate La temperatura media dell'aria varia da 4 5 C sulle coste settentrionali a C nel sud-ovest, dove la sua massima media è C e la massima assoluta è 45 C. L'ampiezza delle temperature estreme raggiunge i 90 C. Una caratteristica del regime di temperatura dell'aria in La Russia è la sua grande ampiezza giornaliera e annuale, soprattutto nel clima fortemente continentale del territorio asiatico. L'ampiezza annuale varia da 8 10 C ETR a 63 C nella Siberia orientale nella regione della catena del Verkhoyansk.

54 Effetto della copertura vegetale sulla temperatura della superficie del suolo La copertura vegetale riduce il raffreddamento del suolo durante la notte. In questo caso l'irraggiamento notturno avviene principalmente dalla superficie della vegetazione stessa, che sarà la più fresca. Il terreno sotto la vegetazione mantiene una temperatura più elevata. Tuttavia, durante il giorno, la vegetazione impedisce il riscaldamento radiativo del suolo. L'escursione termica giornaliera sotto la vegetazione si riduce e la temperatura media giornaliera si abbassa. Quindi, la copertura vegetale generalmente raffredda il terreno. Nella regione di Leningrado, la superficie del terreno sotto le colture di campo può essere di 15 gradi più fredda durante il giorno rispetto al terreno sotto il maggese. In media, al giorno è più freddo del suolo nudo di 6, e anche a una profondità di 5-10 cm c'è una differenza di 3-4.

55 Effetto del manto nevoso sulla temperatura del suolo Il manto nevoso protegge il terreno dalle dispersioni di calore in inverno. La radiazione proviene dalla superficie del manto nevoso stesso e il terreno sottostante rimane più caldo del suolo nudo. Allo stesso tempo, l'ampiezza della temperatura giornaliera sulla superficie del suolo sotto la neve diminuisce drasticamente. V corsia centrale Il territorio europeo della Russia con un manto nevoso di 50 cm, la temperatura della superficie del suolo sottostante è 6-7 superiore alla temperatura del suolo nudo e 10 superiore alla temperatura sulla superficie del manto nevoso stesso. Il congelamento del suolo invernale sotto la neve raggiunge una profondità di circa 40 cm e senza neve può diffondersi a profondità superiori a 100 cm, quindi la copertura vegetale in estate riduce la temperatura sulla superficie del suolo e il manto nevoso in inverno, al contrario, lo aumenta. L'effetto combinato della copertura vegetale in estate e della copertura nevosa in inverno riduce l'ampiezza della temperatura annuale sulla superficie del suolo; si tratta di un decremento dell'ordine di 10 rispetto al suolo nudo.

56 PERICOLI METEO E LORO CRITERI 1. molto vento forte(comprese le raffiche) non meno di 25 m/s, (comprese le raffiche), sulla costa dei mari e nelle zone montuose non meno di 35 m/s; 2. forti piogge di almeno 50 mm per un periodo non superiore a 12 ore 3. forti piogge di almeno 30 mm per un periodo non superiore a 1 ora; 4. neve molto abbondante di almeno 20 mm per un periodo non superiore a 12 ore; 5. grandine grande - non inferiore a 20 mm; 6. forte nevicata - con velocità media del vento di almeno 15 m/s e visibilità inferiore a 500 m;

57 7. Forte tempesta di polvere con una velocità media del vento di almeno 15 m/s e visibilità non superiore a 500 m; 8. Visibilità da nebbia pesante non superiore a 50 m; 9. Depositi di ghiaccio pesante di almeno 20 mm per il ghiaccio, almeno 35 mm per depositi complessi o neve bagnata, almeno 50 mm per la brina. 10. Calore estremo - Elevata temperatura massima dell'aria di almeno 35 ºС per più di 5 giorni. 11. Forte gelo - La temperatura minima dell'aria non è inferiore a meno 35ºС per almeno 5 giorni.

58 Fenomeni pericolosi associato a temperature elevate Pericolo di incendio Calore estremo

59 Pericoli a bassa temperatura

60 Congelare. Il congelamento è una diminuzione a breve termine della temperatura dell'aria o di una superficie attiva (superficie del suolo) a 0 C e inferiore in un contesto generale di temperature medie giornaliere positive.

61 Concetti base sulla temperatura dell'aria COSA DEVI SAPERE! Mappa delle temperature medie annuali Differenza delle temperature estive e invernali Distribuzione zonale della temperatura Influenza della distribuzione della terra e del mare Distribuzione altitudinale della temperatura dell'aria Variazione giornaliera e annuale della temperatura del suolo e dell'aria Fenomeni meteorologici pericolosi dovuti al regime di temperatura

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Direttamente dai raggi del sole, la superficie terrestre viene riscaldata e già da essa - l'atmosfera. Si chiama la superficie che riceve ed emana calore superficie attiva . Nel regime di temperatura della superficie si distinguono le variazioni di temperatura giornaliere e annuali. La variazione diurna delle temperature superficiali – variazione della temperatura superficiale durante il giorno. L'andamento giornaliero delle temperature della superficie terrestre (asciutta e priva di vegetazione) è caratterizzato da un massimo intorno alle 13:00 ed un minimo prima dell'alba. La temperatura massima diurna della superficie terrestre può raggiungere 80 0 C nelle zone subtropicali e circa 60 0 C alle latitudini temperate.

Viene chiamata la differenza tra la temperatura superficiale giornaliera massima e minima escursione termica giornaliera. L'ampiezza della temperatura giornaliera può raggiungere i 40 0 С in estate, l'ampiezza più piccola delle temperature giornaliere in inverno - fino a 10 0 С.

Variazione annuale della temperatura superficiale- variazione della temperatura superficiale media mensile durante l'anno, dovuta all'andamento dell'irraggiamento solare e dipendente dalla latitudine del luogo. Alle latitudini temperate, le temperature massime della superficie terrestre si osservano a luglio, le minime a gennaio; sull'oceano, gli alti e bassi sono in ritardo di un mese.

Ampiezza annuale delle temperature superficiali pari alla differenza tra la temperatura media mensile massima e minima; aumenta con l'aumentare della latitudine del luogo, il che si spiega con l'aumento delle fluttuazioni dell'intensità della radiazione solare. L'ampiezza della temperatura annuale raggiunge i suoi massimi valori nei continenti; molto meno sugli oceani e sulle coste. L'ampiezza della temperatura annuale più piccola si osserva alle latitudini equatoriali (2-3 0), la più grande - alle latitudini subartiche dei continenti (più di 60 0).

Regime termico dell'atmosfera. L'aria atmosferica è leggermente riscaldata dalla luce solare diretta. Perché il guscio d'aria passa liberamente i raggi del sole. L'atmosfera è riscaldata dalla superficie sottostante. Il calore viene trasferito nell'atmosfera per convezione, advezione e condensazione del vapore acqueo. Gli strati d'aria, riscaldati dal suolo, diventano più leggeri e salgono verso l'alto, mentre l'aria più fredda, quindi più pesante, scende. A causa della termica convezione riscaldamento di alti strati d'aria. Il secondo processo di trasferimento di calore è avvezione– trasferimento dell'aria orizzontale. Il ruolo dell'advezione è di trasferire il calore dalle basse alle alte latitudini; nella stagione invernale, il calore viene trasferito dagli oceani ai continenti. Condensazione del vapore acqueo- un importante processo che trasferisce il calore agli strati alti dell'atmosfera - durante l'evaporazione, il calore viene prelevato dalla superficie evaporante, durante la condensazione nell'atmosfera, questo calore viene rilasciato.

La temperatura diminuisce con l'altezza. Viene chiamata la variazione della temperatura dell'aria per unità di distanza gradiente di temperatura verticale in media è 0,6 0 per 100 m Allo stesso tempo, il corso di questa diminuzione nei diversi strati della troposfera è diverso: 0,3-0,4 0 fino a un'altezza di 1,5 km; 0,5-0,6 - tra altezze di 1,5-6 km; 0,65-0,75 - da 6 a 9 km e 0,5-0,2 - da 9 a 12 km. Nello strato superficiale (spessore 2 m), le pendenze, quando convertite a 100 m, sono centinaia di gradi. Nell'aria in aumento, la temperatura cambia adiabaticamente. processo adiabatico - il processo di variazione della temperatura dell'aria durante il suo movimento verticale senza scambio di calore con l'ambiente (in una massa, senza scambio di calore con altri mezzi).

Si osservano spesso eccezioni nella distribuzione verticale della temperatura descritta. Succede che gli strati superiori d'aria siano più caldi di quelli inferiori adiacenti al suolo. Questo fenomeno si chiama inversione di temperatura (aumento della temperatura con l'altitudine) . Molto spesso, un'inversione è una conseguenza di un forte raffreddamento dello strato superficiale d'aria causato da un forte raffreddamento della superficie terrestre nelle notti serene e tranquille, principalmente in inverno. Con un rilievo aspro, le masse d'aria fredda defluiscono lentamente lungo i pendii e ristagnano in depressioni, depressioni, ecc. Le inversioni possono anche formarsi quando le masse d'aria si spostano da regioni calde a fredde, poiché quando l'aria riscaldata scorre su una superficie sottostante fredda, i suoi strati inferiori si raffreddano notevolmente (inversione di compressione).

Regime termico dell'atmosfera

temperatura locale

La variazione totale della temperatura nel fisso
punto geografico, a seconda dell'individuo
sono chiamati cambiamenti nello stato dell'aria e per avvezione
cambiamento locale (locale).
Qualsiasi stazione meteorologica che non cambia
la sua posizione sulla superficie terrestre,
essere considerato come tale.
Strumenti meteorologici - termometri e
termografi, fissati in uno o nell'altro
luogo, registrare esattamente le modifiche locali
temperatura dell'aria.
Un termometro su un pallone che vola nel vento e,
rimanendo quindi nella stessa massa
aria, mostra il cambiamento individuale
temperatura in questa massa.

Regime termico dell'atmosfera

Distribuzione della temperatura dell'aria in
spazio e il suo cambiamento nel tempo
Stato termico dell'atmosfera
definito:
1. Scambio termico con l'ambiente
(con superficie sottostante, attiguo
masse d'aria e spazio esterno).
2. Processi adiabatici
(associato a variazioni della pressione atmosferica,
soprattutto quando ci si sposta in verticale
3. Processi di advezione
(il trasferimento di aria calda o fredda che influisce sulla temperatura all'interno
dato punto)

Scambio di calore

Percorsi di trasferimento del calore
1) Radiazioni
in assorbimento
irraggiamento dell'aria dal sole e dalla terra
superfici.
2) Conducibilità termica.
3) Evaporazione o condensazione.
4) Formazione o scioglimento di ghiaccio e neve.

Percorso di scambio termico radiativo

1. Assorbimento diretto
c'è poca radiazione solare nella troposfera;
può causare un aumento
temperatura dell'aria di appena
circa 0,5° al giorno.
2. Qualcosa di più importante è
perdita di calore dall'aria
radiazione a onde lunghe.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
dove
S - irraggiamento solare diretto acceso
superficie orizzontale;
D - radiazione solare diffusa accesa
superficie orizzontale;
Ea è la controradiazione dell'atmosfera;
Rk e Rd - riflessi dalla superficie sottostante
radiazione a onde corte e lunghe;
Ez - radiazione ad onda lunga del sottostante
superfici.

Bilancio radiativo della superficie sottostante

B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2
Presta attenzione a:
Q = S + D Questa è la radiazione totale;
Rd è un valore molto piccolo e di solito non lo è
tenere in considerazione;
Rk =Q *Ak, dove A è l'albedo della superficie;
Eef \u003d Ez - Ea
Noi abbiamo:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

Bilancio termico della superficie sottostante

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
dove Lt-zh e Lzh-g - calore specifico di fusione
e vaporizzazione (condensazione), rispettivamente;
Mn e Mk sono le masse d'acqua coinvolte
corrispondenti transizioni di fase;
Qa e Qp-p - flusso di calore nell'atmosfera e attraverso
superficie sottostante agli strati sottostanti
suolo o acqua.

strato superficiale e attivo

Il regime di temperatura del sottostante

La superficie sottostante è
superficie del suolo (suolo, acqua, neve e
ecc.), interagendo con l'atmosfera
nel processo di scambio di calore e umidità.
Lo strato attivo è lo strato di terreno (incluso
vegetazione e manto nevoso) o acqua,
partecipare allo scambio termico con l'ambiente,
alla profondità della quale il quotidiano e
sbalzi di temperatura annuali.

10. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Nel terreno, radiazione solare, penetrante
ad una profondità di decimi di mm,
convertito in calore, che
trasmessa agli strati sottostanti
conducibilità termica molecolare.
Nell'acqua penetra la radiazione solare
profondità fino a decine di metri e il trasferimento
si verifica calore agli strati sottostanti
turbolento
miscelazione, termica
convezione ed evaporazione

11. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Sbalzi di temperatura giornalieri
applicare:
in acqua - fino a decine di metri,
nel terreno - meno di un metro
Sbalzi di temperatura annuali
applicare:
in acqua - fino a centinaia di metri,
nel terreno - 10-20 metri

12. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Il calore che affiora alla superficie dell'acqua durante il giorno e l'estate penetra
ad una notevole profondità e riscalda una grande colonna d'acqua.
La temperatura dello strato superiore e la superficie stessa dell'acqua
sorge poco.
Nel terreno, il calore in entrata è distribuito in una tomaia sottile
strato, che diventa così molto caldo.
Di notte e in inverno, l'acqua perde calore dallo strato superficiale, ma
invece arriva il calore accumulato dagli strati sottostanti.
Pertanto, la temperatura sulla superficie dell'acqua diminuisce
lentamente.
Sulla superficie del terreno, la temperatura diminuisce quando viene rilasciato calore
rapidamente:
il calore accumulato in un sottile strato superiore lo lascia rapidamente
senza rifornimento dal basso.

13. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Durante il giorno e l'estate, la temperatura sulla superficie del suolo è superiore alla temperatura sul terreno
superficie dell'acqua; inferiore di notte e in inverno.
Le fluttuazioni giornaliere e annuali della temperatura sulla superficie del suolo sono maggiori,
inoltre, molto più che sulla superficie dell'acqua.
Durante la stagione calda, il bacino d'acqua si accumula in uno strato abbastanza spesso
acqua, una grande quantità di calore, che si sprigiona nell'atmosfera quando è freddo
la stagione.
Il terreno durante la stagione calda emette la maggior parte del calore durante la notte,
che riceve durante il giorno e ne accumula poco durante l'inverno.
Alle medie latitudini, durante il semestre caldo dell'anno, 1,5-3
kcal di calore per centimetro quadrato di superficie.
Nella stagione fredda, il suolo cede questo calore all'atmosfera. Valore ±1,5-3
kcal/cm2 all'anno è il ciclo termico annuale del suolo.
Sotto l'influenza del manto nevoso e della vegetazione in estate, l'annuale
la circolazione del calore nel suolo diminuisce; per esempio, vicino a Leningrado del 30%.
Ai tropici, il fatturato annuo di calore è inferiore rispetto alle latitudini temperate, da allora
ci sono meno differenze annuali nell'afflusso di radiazione solare.

14. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
Il fatturato annuo di calore dei grandi serbatoi è di circa 20
volte più del fatturato annuo di calore
suolo.
Il Mar Baltico emette aria quando fa freddo 52
kcal / cm2 e accumula la stessa quantità nella stagione calda.
Fatturato annuo di calore del Mar Nero ±48 kcal/cm2,
Come risultato di queste differenze, la temperatura dell'aria sopra
inferiore dal mare in estate e superiore in inverno che sulla terraferma.

15. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

Il regime di temperatura del sottostante
strato superficiale e attivo
La terra si riscalda rapidamente e
si raffredda.
L'acqua si scalda lentamente e lentamente
si raffredda
(capacità termica specifica dell'acqua in
3-4 volte più terreno)
La vegetazione riduce l'ampiezza
sbalzi di temperatura diurni
superficie del suolo.
Il manto nevoso protegge il terreno da
un'intensa dispersione di calore (in inverno, il suolo
si blocca di meno)

16.

ruolo chiave nella creazione
regime di temperatura della troposfera
giochi di scambio termico
aria con la superficie terrestre
per conduzione

17. Processi che influenzano il trasferimento di calore nell'atmosfera

Processi che influenzano il trasferimento di calore
atmosfera
1). Turbolenza
(miscelazione
aria con disordinato
movimento caotico).
2).Termico
convezione
(trasporto aereo in verticale
direzione che si verifica quando
riscaldamento dello strato sottostante)

18. Cambiamenti nella temperatura dell'aria

Cambiamenti nella temperatura dell'aria
1).
periodico
2). Non periodico
Modifiche non periodiche
temperatura dell'aria
Associato all'avvezione di masse d'aria
da altre parti della terra
Tali cambiamenti sono frequenti e significativi in
latitudini temperate,
sono associati al ciclonico
attività, in piccolo
scale - con venti locali.

19. Variazioni periodiche della temperatura dell'aria

Le variazioni di temperatura giornaliere e annuali sono
carattere periodico.
Cambiamenti diurni
La temperatura dell'aria cambia
corso giornaliero seguendo la temperatura
superficie terrestre, da cui
l'aria è riscaldata

20. Variazione giornaliera della temperatura

Variazione giornaliera della temperatura
Curve diurne pluriennali
le temperature sono curve morbide,
simile alle sinusoidi.
In climatologia, è considerato
variazione diurna della temperatura dell'aria,
media su molti anni.

21. sulla superficie del suolo (1) e nell'aria ad un'altezza di 2 m (2). Mosca (MSU)

La variazione media diurna della temperatura in superficie
suolo (1) e
in aria ad un'altezza di 2 m (2). Mosca (MGU)

22. Variazione media giornaliera della temperatura

Variazione media giornaliera della temperatura
La temperatura sulla superficie del suolo ha una variazione diurna.
Il suo minimo si osserva circa mezz'ora dopo
Alba.
A questo punto, l'equilibrio di radiazione della superficie del suolo
diventa uguale a zero - trasferimento di calore dallo strato superiore
la radiazione efficace del suolo è bilanciata
aumento dell'afflusso di radiazioni totali.
Lo scambio di calore non radiativo in questo momento è trascurabile.

23. Variazione media giornaliera della temperatura

Variazione media giornaliera della temperatura
La temperatura sulla superficie del suolo aumenta fino a 13-14 ore,
quando raggiunge il suo massimo nel corso giornaliero.
Dopodiché, la temperatura inizia a scendere.
Il bilancio delle radiazioni nelle ore pomeridiane, invece,
rimane positivo; ma
trasferimento di calore durante il giorno dallo strato superiore del terreno a
atmosfera si verifica non solo attraverso efficace
radiazione, ma anche attraverso una maggiore conduttività termica, e
anche con una maggiore evaporazione dell'acqua.
Continua anche il trasferimento di calore nella profondità del terreno.
Pertanto, la temperatura sulla superficie del suolo e scende
dalle ore 13-14 fino al minimo mattutino.

24. 25. Temperatura superficiale del suolo

Le temperature massime sulla superficie del suolo sono generalmente più elevate
che nell'aria all'altezza della cabina meteorologica. Questo è chiaro:
durante il giorno, la radiazione solare riscalda principalmente il suolo, e già
riscalda l'aria.
Nella regione di Mosca in estate sulla superficie del suolo nudo
si osservano temperature fino a + 55 ° e nei deserti anche fino a + 80 °.
I minimi di temperatura notturna, al contrario, si verificano a
la superficie del suolo è più bassa che nell'aria,
poiché, prima di tutto, il terreno viene raffreddato in modo efficace
radiazione, e già da essa l'aria viene raffreddata.
In inverno nella regione di Mosca, le temperature notturne in superficie (in questo momento
innevato) può scendere sotto i -50°, in estate (tranne luglio) - fino a zero. Sul
superficie della neve all'interno dell'Antartide, anche la media
la temperatura mensile di giugno è di circa -70°, e in alcuni casi può
scendere a -90°.

26. Intervallo di temperatura giornaliero

Intervallo di temperatura giornaliero
Questa è la differenza tra il massimo
e temperatura minima giornaliera.
Intervallo di temperatura giornaliero
ricambi d'aria:
dalle stagioni dell'anno,
per latitudine
a seconda della natura
superficie sottostante,
a seconda del terreno.

27. Variazioni dell'ampiezza della temperatura giornaliera (Asu)

I cambiamenti

1. In inverno, Asut è meno che in estate
2. Con l'aumentare della latitudine, un giorno. decrescente:
a latitudine 20 - 30°
a terra A giorni = 12 ° С
ad una latitudine di 60° al giorno. = 6°C
3. Spazi aperti
sono caratterizzati da un giorno A maggiore. :
per steppe e deserti medi
Asut \u003d 15-20 ° С (fino a 30 ° С),

28. Variazioni dell'ampiezza della temperatura giornaliera (Aut)

I cambiamenti
ampiezza della temperatura giornaliera (Asu)
4. Vicinanza di bacini idrici
riduce Un giorno.
5.Su morfologie convesse
(cime e pendii di montagne) Un giorno. meno,
che in pianura
6. In morfologie concave
(cave, valli, burroni, ecc. E più giorni.

29. Influenza della copertura del suolo sulla temperatura superficiale del suolo

La copertura vegetale riduce il raffreddamento del suolo durante la notte.
La radiazione notturna si verifica principalmente con
la superficie della vegetazione stessa, che sarà la maggiore
fresco.
Il terreno sotto la vegetazione mantiene una maggiore
temperatura.
Tuttavia, durante il giorno, la vegetazione impedisce le radiazioni
riscaldando il terreno.
Escursione termica giornaliera sotto la vegetazione,
così ridotta, e la temperatura media giornaliera
abbassato.
Quindi, la copertura vegetale generalmente raffredda il terreno.
Nella regione di Leningrado, la superficie del suolo sotto campo
le colture possono essere 15° più fredde durante il giorno rispetto a
terreno incolto. In media, fa più freddo al giorno
terreno esposto di 6°, e anche a una profondità di 5-10 cm rimane
una differenza di 3-4°.

30. Influenza della copertura del suolo sulla temperatura superficiale del suolo

Il manto nevoso protegge il terreno in inverno dall'eccessiva dispersione di calore.
Le radiazioni provengono dalla superficie del manto nevoso stesso e dal terreno sottostante
rimane più caldo del suolo nudo. Allo stesso tempo, l'ampiezza giornaliera
le temperature sulla superficie del suolo sotto la neve scendono bruscamente.
Nella zona centrale del territorio europeo della Russia con un manto nevoso di altezza
40-50 cm, la temperatura della superficie del terreno sottostante è di 6-7 ° superiore a
la temperatura del suolo nudo, e 10° superiore alla temperatura su
la superficie del manto nevoso stesso.
Il congelamento del terreno invernale sotto la neve raggiunge una profondità di circa 40 cm e senza
la neve può estendersi a profondità superiori a 100 cm.
Quindi, la copertura vegetale in estate riduce la temperatura sulla superficie del suolo e
il manto nevoso in inverno, invece, lo aumenta.
L'effetto combinato della copertura vegetale in estate e della copertura nevosa in inverno si riduce
ampiezza annuale della temperatura sulla superficie del suolo; questa riduzione è
circa 10° rispetto al terreno nudo.

31. Distribuzione del calore in profondità nel terreno

Maggiore è la densità e il contenuto di umidità del terreno, il
meglio conduce il calore, più veloce
diffondersi sempre più a fondo
penetrano le fluttuazioni di temperatura.
Indipendentemente dal tipo di terreno, il periodo di oscillazione
la temperatura non cambia con la profondità.
Ciò significa che non solo in superficie, ma anche su
profondità rimane un corso giornaliero con un periodo di 24
ore tra ogni due consecutive
alti o bassi
e un corso annuale della durata di 12 mesi.

32. Distribuzione del calore in profondità nel terreno

Le ampiezze di oscillazione diminuiscono con la profondità.
Profondità crescente nella progressione aritmetica
porta ad una progressiva diminuzione dell'ampiezza
geometrico.
Quindi, se in superficie l'ampiezza giornaliera è di 30°, e
a una profondità di 20 cm 5 °, quindi a una profondità di 40 cm sarà più stretto
meno di 1°.
Ad una profondità relativamente bassa, il quotidiano
l'ampiezza diminuisce così tanto che diventa
praticamente uguale a zero.
A questa profondità (circa 70-100 cm, in diversi casi
diverso) inizia uno strato di costante giornaliera
temperatura.

33. Variazione giornaliera della temperatura nel terreno a diverse profondità da 1 a 80 cm Pavlovsk, maggio.

34. Sbalzi di temperatura annuali

L'ampiezza delle fluttuazioni di temperatura annuali diminuisce da
profondità.
Tuttavia, le fluttuazioni annuali si estendono a un livello più ampio
profondità, che è abbastanza comprensibile: per la loro distribuzione
c'è più tempo.
Le ampiezze delle fluttuazioni annuali diminuiscono quasi fino a
zero a una profondità di circa 30 m alle latitudini polari,
circa 15-20 m alle medie latitudini,
circa 10 m ai tropici
(dove e sulla superficie del suolo le ampiezze annuali sono minori,
che alle medie latitudini).
A queste profondità inizia uno strato di costante annuale
temperatura.

35.

I tempi delle temperature massime e minime
sia nel corso giornaliero che in quello annuale sono in ritardo di profondità
in proporzione a lei.
Questo è comprensibile, poiché ci vuole tempo perché il calore si diffonda
profondità.
Gli estremi giornalieri per ogni 10 cm di profondità sono ritardati di
2,5-3,5 ore.
Ciò significa che a una profondità, ad esempio, di 50 cm, il massimo giornaliero
visto dopo mezzanotte.
Gli alti e bassi annuali sono in ritardo di 20-30 giorni
ogni metro di profondità.
Quindi, a Kaliningrad a una profondità di 5 m, la temperatura minima
osservato non a gennaio, come sulla superficie del suolo, ma a maggio,
massimo - non a luglio, ma a ottobre

36. Variazione annuale della temperatura del suolo a diverse profondità da 3 a 753 cm a Kaliningrad.

37. Distribuzione della temperatura nel suolo verticalmente nelle diverse stagioni

In estate, la temperatura scende dalla superficie del suolo alla profondità.
Cresce in inverno.
In primavera, prima cresce e poi diminuisce.
In autunno prima diminuisce e poi cresce.
Possono essere rappresentate le variazioni di temperatura nel terreno con la profondità durante il giorno o l'anno
utilizzando un grafico isopletico.
L'asse x rappresenta il tempo in ore o mesi dell'anno.
L'asse y è la profondità nel terreno.
Ogni punto del grafico corrisponde ad un certo tempo e ad una certa profondità. Sul
il grafico traccia le temperature medie a diverse profondità in diverse ore o
mesi.
Dopo aver disegnato le isolinee che collegano punti con temperature uguali,
per esempio, ogni grado o ogni 2 gradi, otteniamo una famiglia
isopleto termico.
In base a questo grafico è possibile determinare il valore della temperatura in qualsiasi momento della giornata.
o giorno dell'anno e per qualsiasi profondità all'interno del grafico.

38. Isopleti della variazione annuale della temperatura del suolo a Tbilisi

Isoplets della variazione annuale di temperatura nel terreno in
Tbilisi

39. Andamento giornaliero e annuale della temperatura sulla superficie dei serbatoi e negli strati superiori dell'acqua

Il riscaldamento e il raffreddamento si diffondono nei corpi idrici per più di
strato spesso che nel terreno, e in aggiunta avendo una maggiore
capacità termica rispetto al suolo.
Come risultato di questo cambiamento di temperatura sulla superficie dell'acqua
molto piccolo.
La loro ampiezza è dell'ordine dei decimi di grado: circa 0,1-
0,2° alle latitudini temperate,
circa 0,5° ai tropici.
Nei mari meridionali dell'URSS, l'ampiezza della temperatura giornaliera è maggiore:
1-2°;
ancora di più sulla superficie dei grandi laghi alle latitudini temperate:
2-5°.
Fluttuazioni diurne della temperatura dell'acqua superficiale dell'oceano
avere un massimo di circa 15-16 ore e un minimo dopo 2-3 ore
dopo l'alba.

Fig. 40. Variazione giornaliera della temperatura alla superficie del mare (curva piena) e ad un'altezza di 6 m in aria (curva tratteggiata) in un ambiente tropicale

atlantico

41. Andamento giornaliero e annuale della temperatura sulla superficie dei serbatoi e negli strati superiori dell'acqua

Ampiezza annuale delle fluttuazioni della temperatura superficiale
oceano molto più del quotidiano.
Ma è inferiore all'ampiezza annuale sulla superficie del suolo.
Ai tropici è di circa 2-3°, sotto i 40° N. SH. circa 10°, e a 40° S.
SH. circa 5°.
Sui mari interni e sui laghi di acque profonde,
ampiezze annuali significativamente grandi - fino a 20° o più.
Sia le fluttuazioni giornaliere che annuali si propagano nell'acqua
(anche, ovviamente, tardivamente) a profondità maggiori che nel suolo.
Le fluttuazioni giornaliere si trovano nel mare a profondità fino a 15
20 m e oltre, e annuale - fino a 150-400 m.

42. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

La temperatura dell'aria cambia giornalmente
seguendo la temperatura della superficie terrestre.
Poiché l'aria viene riscaldata e raffreddata
la superficie terrestre, l'ampiezza della variazione diurna
la temperatura nella cabina meteorologica è più bassa,
che sulla superficie del suolo, in media circa
di un terzo.

43. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

Un aumento della temperatura dell'aria inizia con un aumento della
temperatura del suolo (15 minuti dopo) al mattino,
dopo l'alba. A 13-14 ore la temperatura del suolo,
inizia a cadere.
A 14-15 ore si uniforma con la temperatura dell'aria;
D'ora in poi, con un ulteriore calo della temperatura
il terreno inizia a calare e la temperatura dell'aria.
Quindi, il minimo nel corso giornaliero della temperatura
l'aria sulla superficie terrestre cade in tempo
poco dopo l'alba,
e un massimo di 14-15 ore.

44. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

Il corso giornaliero della temperatura dell'aria è abbastanza corretto
si manifesta solo con tempo sereno stabile.
Sembra ancora più logico in media da un grande
numero di osservazioni: curve diurne a lungo termine
temperatura - curve morbide, simili alle sinusoidi.
Ma in alcuni giorni, la variazione diurna della temperatura dell'aria può
essere molto sbagliato.
Dipende dai cambiamenti nella nuvolosità che cambiano il radiativo
condizioni sulla superficie terrestre, nonché dall'avvezione, cioè da
afflusso di masse d'aria a diversa temperatura.
Per questi motivi, la temperatura minima può variare
anche durante il giorno e al massimo - di notte.
La variazione diurna della temperatura può scomparire del tutto o la curva
il cambiamento diurno assumerà una forma complessa e irregolare.

45. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

Il corso diurno regolare è sovrapposto o mascherato
sbalzi di temperatura non periodici.
Ad esempio, a Helsinki a gennaio c'è il 24%
la probabilità che la temperatura massima giornaliera
essere tra mezzanotte e l'una del mattino, e
solo il 13% di possibilità che cada
intervallo di tempo da 12 a 14 ore.
Anche ai tropici, dove gli sbalzi termici non periodici sono più deboli che alle latitudini temperate, il massimo
le temperature sono nel pomeriggio
solo nel 50% di tutti i casi.

46. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

In climatologia, di solito si considera la variazione diurna
temperatura dell'aria media su un lungo periodo.
In un tale corso medio giornaliero, cambiamenti non periodici
temperature che scendono più o meno uniformemente
tutte le ore del giorno si cancellano a vicenda.
Di conseguenza, la curva di variazione diurna a lungo termine ha
carattere semplice vicino a sinusoidale.
Si consideri, ad esempio, la variazione giornaliera della temperatura dell'aria in
Mosca a gennaio e luglio, calcolata per pluriennale
dati.
La temperatura media a lungo termine è stata calcolata per ogni ora
Giorni di gennaio o luglio, quindi secondo la media ottenuta
i valori orari sono stati costruiti curve a lungo termine
corso giornaliero di gennaio e luglio.

47. Andamento giornaliero della temperatura dell'aria a Mosca in gennaio e luglio. I dati indicano le temperature medie mensili di gennaio e luglio.

48. Cambiamenti giornalieri nell'ampiezza della temperatura dell'aria

L'ampiezza giornaliera della temperatura dell'aria varia a seconda della stagione,
latitudine, nonché a seconda della natura del suolo e
terreno.
In inverno, è inferiore rispetto all'estate, così come l'ampiezza
temperatura superficiale sottostante.
Con l'aumentare della latitudine, l'ampiezza della temperatura giornaliera
l'aria diminuisce al diminuire dell'altezza di mezzogiorno del sole
oltre l'orizzonte.
Sotto latitudini di 20-30° a terra, la media annuale giornaliera
ampiezza della temperatura di circa 12°,
sotto i 60° di latitudine circa 6°,
a 70° di latitudine solo 3°.
Alle latitudini più alte dove il sole non sorge o
arriva molti giorni di seguito, regolare corso giornaliero
nessuna temperatura.

49. Influenza della natura del suolo e della copertura del suolo

Maggiore è l'intervallo diurno della temperatura stessa
superficie del suolo, maggiore è l'ampiezza giornaliera
temperatura dell'aria al di sopra di esso.
Nelle steppe e nei deserti, l'ampiezza media giornaliera
raggiunge 15-20°, a volte 30°.
È più piccolo al di sopra dell'abbondante copertura vegetale.
La vicinanza di sorgenti d'acqua influisce anche sull'ampiezza diurna.
bacini: nelle zone costiere è ribassato.

50. Influenza di soccorso

Su morfologie convesse (sulle cime e su
pendii montuosi e collinari) escursione termica giornaliera
l'aria è ridotta rispetto al terreno pianeggiante.
In morfologie concave (in valli, burroni e avvallamenti)
è aumentato.
Il motivo è che su morfologie convesse
l'aria ha una ridotta area di contatto con
superficie sottostante e ne viene rapidamente rimossa, venendo sostituita
nuove masse d'aria.
Nelle morfologie concave, l'aria si riscalda più fortemente
superficie e ristagna maggiormente durante il giorno e di notte
raffredda più fortemente e scorre lungo i pendii. Ma in stretto
gole, dove sia l'afflusso di radiazioni che le radiazioni effettive
ridotte, le ampiezze diurne sono inferiori a quelle larghe
valli

51. Influenza dei mari e degli oceani

Piccole ampiezze di temperatura diurna in superficie
i mari hanno anche piccole ampiezze diurne
temperatura dell'aria sul mare.
Tuttavia, questi ultimi sono ancora superiori al quotidiano
ampiezze sulla superficie del mare stesso.
Ampiezze diurne sulla superficie dell'oceano aperto
misurato solo in decimi di grado;
ma nello strato inferiore d'aria sopra l'oceano raggiungono 1 -
1,5°),
e più nei mari interni.
Le ampiezze di temperatura nell'aria sono aumentate perché
sono influenzati dall'avvezione delle masse d'aria.
Anche l'assorbimento diretto gioca un ruolo.
radiazione solare dagli strati inferiori dell'aria durante il giorno e
radiazioni da loro di notte.

52. Modifica dell'ampiezza della temperatura giornaliera con l'altezza

Le fluttuazioni giornaliere della temperatura nell'atmosfera si estendono a
uno strato più potente delle fluttuazioni diurne nell'oceano.
Ad un'altitudine di 300 m slm, l'ampiezza della variazione di temperatura giornaliera
circa il 50% dell'ampiezza sulla superficie terrestre e i valori estremi
le temperature arrivano 1,5-2 ore dopo.
Ad un'altitudine di 1 km, l'escursione termica giornaliera sulla terraferma è di 1-2°,
a un'altezza di 2-5 km 0,5-1 °, e il massimo diurno si sposta a
sera.
Al di sopra del mare, l'ampiezza della temperatura giornaliera aumenta leggermente con
alta nei chilometri inferiori, ma rimane comunque piccola.
Vengono rilevate anche piccole fluttuazioni di temperatura diurne
nella troposfera superiore e nella stratosfera inferiore.
Ma lì sono già determinati dai processi di assorbimento ed emissione
radiazione dall'aria e non dagli influssi della superficie terrestre.

53. L'influenza del terreno

In montagna, dove l'influenza della superficie sottostante è maggiore rispetto all'on
quote corrispondenti in atmosfera libera, giornalmente
l'ampiezza diminuisce con l'altezza più lentamente.
Su singole cime montuose, a quote superiori a 3000 m,
l'ampiezza giornaliera può essere ancora 3-4°.
Su alti e vasti altipiani, l'escursione termica diurna
aria dello stesso ordine delle pianure: radiazione assorbita
e la radiazione effettiva è qui grande, come lo è la superficie
contatto dell'aria con il suolo.
La gamma giornaliera di temperatura dell'aria alla stazione di Murghab a
Nel Pamir la media annuale è di 15,5°, mentre a Tashkent è di 12°.

54. 55. Radiazione della superficie terrestre

Strati superiori di terra e acqua, nevosi
la copertura e la vegetazione stessa si irradiano
radiazioni a onde lunghe; questo terreno
la radiazione viene spesso definita intrinseca
radiazione dalla superficie terrestre.

56. Radiazione della superficie terrestre

Temperature assolute della superficie terrestre
sono compresi tra 180 e 350°.
A queste temperature, la radiazione emessa
praticamente sta dentro
4-120 micron,
e il massimo della sua energia cade sulle lunghezze d'onda
10-15 micron.
Pertanto, tutta questa radiazione
infrarosso, invisibile alla vista.

57. 58. Radiazione atmosferica

L'atmosfera si riscalda assorbendo sia la radiazione solare
(sebbene in una proporzione relativamente piccola, circa il 15% del totale
quantità che arriva sulla Terra) e la sua
radiazione dalla superficie terrestre.
Inoltre, riceve calore dalla superficie terrestre.
per conduzione di calore, nonché per evaporazione e
successiva condensazione del vapore acqueo.
Essendo riscaldata, l'atmosfera si irradia.
Proprio come la superficie terrestre, irradia un invisibile
radiazione infrarossa nella stessa gamma
lunghezze d'onda.

59. Contro radiazioni

La maggior parte (70%) delle radiazioni atmosferiche proviene da
la superficie terrestre, il resto va nel mondo
spazio.
La radiazione atmosferica che raggiunge la superficie terrestre è chiamata controradiazione.
In arrivo perché è diretto verso
autoirraggiamento della superficie terrestre.
La superficie terrestre assorbe questa contro radiazione
quasi interamente (del 90-99%). Così è
per la superficie terrestre un'importante fonte di calore in
oltre alla radiazione solare assorbita.

60. Contro radiazioni

La controradiazione aumenta con l'aumentare della nuvolosità,
perché le nuvole stesse irradiano fortemente.
Per le stazioni pianeggianti di latitudini temperate, la media
contro intensità di radiazione (per ciascuno
centimetro quadrato di terra orizzontale
superficie al minuto)
circa 0,3-0,4 cal,
alle stazioni a monte - circa 0,1-0,2 cal.
Questa è una diminuzione della controirradiazione con l'altezza
a causa della diminuzione del contenuto di vapore acqueo.
La più grande contro radiazione è all'equatore, dove
l'atmosfera è la più calda e la più ricca di vapore acqueo.
All'equatore 0,5-0,6 cal/cm2 min in media,
Alle latitudini polari fino a 0,3 cal/cm2 min.

61. Contro radiazioni

La sostanza principale nell'atmosfera che assorbe
radiazione terrestre e invio in arrivo
radiazione, è vapore acqueo.
Assorbe la radiazione infrarossa in un grande
regione spettrale - da 4,5 a 80 micron, ad eccezione di
intervallo tra 8,5 e 11 micron.
Con un contenuto medio di vapore acqueo nell'atmosfera
radiazione con lunghezze d'onda da 5,5 a 7,0 micron o più
assorbito quasi completamente.
Solo nell'intervallo di 8,5-11 micron di radiazione terrestre
passa attraverso l'atmosfera nello spazio esterno.

62.

63. 64. Radiazione efficace

La contro radiazione è sempre leggermente inferiore a quella terrestre.
Di notte, quando non c'è radiazione solare, arriva la superficie terrestre
solo contro radiazioni.
La superficie terrestre perde calore a causa della differenza positiva tra
propria e contro radiazione.
La differenza tra la radiazione della terra
superficie e contro radiazione dell'atmosfera
chiamata radiazione efficace

65. Radiazione efficiente

La radiazione efficace è
perdita netta di energia radiante, e
da qui il calore dalla superficie terrestre
di notte

66. Radiazione efficace

Con crescente nuvolosità, in aumento
contro radiazione, radiazione efficace
diminuisce.
Con tempo nuvoloso, radiazione efficace
molto meno che in chiaro;
Con tempo nuvoloso meno e notte
raffreddamento della superficie terrestre.

67. Radiazione efficace

Radiazione efficace, ovviamente,
esiste anche durante il giorno.
Ma durante il giorno si sovrappone o parzialmente
compensato dal solare assorbito
radiazione. Pertanto, la superficie terrestre
più caldo di giorno che di notte, per cui,
tra le altre cose, e radiazione efficace
di più durante il giorno.

68. Radiazione efficace

Assorbe la radiazione terrestre e invia in arrivo
radiazione alla superficie terrestre, atmosfera
la maggior parte riduce il raffreddamento di quest'ultimo in
notte.
Durante il giorno, fa poco per impedire il riscaldamento della terra.
superficie dalla radiazione solare.
Questa è l'influenza dell'atmosfera sul regime termico della terra
superficie prende il nome di effetto serra.
per analogia esterna con l'azione degli occhiali
serre.

69. Radiazione efficace

In generale, la superficie terrestre è media
latitudini perde di efficacia
radiazioni circa la metà
la quantità di calore che riceve
dalla radiazione assorbita.

70. Bilancio di radiazione della superficie terrestre

La differenza tra la radiazione assorbita e il bilancio di radiazione della superficie terrestre In presenza di manto nevoso, il bilancio di radiazione
va a valori positivi solo in quota
il sole è di circa 20-25°, poiché con un grande albedo di neve
il suo assorbimento della radiazione totale è piccolo.
Durante il giorno, il bilancio della radiazione aumenta con l'aumentare dell'altitudine.
sole e diminuisce con la sua diminuzione.
Di notte, quando non c'è radiazione totale,
il bilancio di radiazione negativo è
radiazione efficace
e quindi cambia poco durante la notte, a meno che
le condizioni delle nuvole rimangono le stesse.

76. Bilancio di radiazione della superficie terrestre

Valori medi di mezzogiorno
bilancio delle radiazioni a Mosca:
in estate con un cielo sereno - 0,51 kW / m2,
in inverno con cielo sereno - 0,03 kW / m2
estate in condizioni medie
nuvolosità - 0,3 kW / m2,
inverno in condizioni medie
la copertura nuvolosa è di circa 0 kW/m2.

77.

78. 79. Bilancio di radiazione della superficie terrestre

Il bilancio di radiazione è determinato da un misuratore di equilibrio.
Ha una piastra ricevente annerita
puntando verso il cielo
e l'altro - fino alla superficie terrestre.
La differenza nel riscaldamento della piastra lo consente
determinare il valore del bilancio di radiazione.
Di notte, è uguale al valore dell'effettivo
radiazione.

80. Radiazione nello spazio mondiale

La maggior parte delle radiazioni dalla superficie terrestre
assorbito nell'atmosfera.
Solo nell'intervallo di lunghezze d'onda di 8,5-11 micron passa
atmosfera nello spazio mondiale.
Questo importo in uscita è solo il 10%, di
afflusso di radiazione solare al confine dell'atmosfera.
Ma, in aggiunta, l'atmosfera stessa si irradia nel mondo
spazio circa il 55% dell'energia proveniente dall'ingresso
radiazione solare,
cioè, molte volte più grande della superficie terrestre.

81. Radiazione nello spazio mondiale

Le radiazioni provenienti dagli strati inferiori dell'atmosfera vengono assorbite
suoi strati sovrastanti.
Ma, mentre ti allontani dalla superficie terrestre, il contenuto
vapore acqueo, il principale assorbitore di radiazioni,
diminuisce, ed è necessario uno strato d'aria sempre più spesso,
per assorbire le radiazioni provenienti da
gli strati sottostanti.
A partire da una certa altezza del vapore acqueo in generale
non abbastanza per assorbire tutta la radiazione,
proveniente dal basso, e da questi strati superiori parte
le radiazioni atmosferiche andranno nel mondo
spazio.
I calcoli mostrano che l'irradiazione più forte
Gli strati spaziali dell'atmosfera si trovano ad altitudini di 6-10 km.

82. Radiazione nello spazio mondiale

Radiazione a onde lunghe della superficie terrestre e
si chiama atmosfera che va nello spazio
radiazione in uscita.
Sono circa 65 unità, se prendiamo per 100 unità
afflusso di radiazione solare nell'atmosfera. Insieme a
solare a onde corte riflesse e sparse
radiazione che fuoriesce dall'atmosfera
un importo di circa 35 unità (albedo planetario della Terra),
questa radiazione in uscita compensa l'afflusso di solare
radiazione alla terra.
Così, la Terra, insieme all'atmosfera, perde
quanta radiazione riceve, cioè
è in uno stato di radioso (radiazione)
bilancia.

83. Bilancio delle radiazioni

Qin entrata = Quscita
Qincoming \u003d I * S proiezioni * (1-A)
σ
1/4
T =
Q flusso = S terra * * T4
T=
0
252K

84. Costanti fisiche

I - Costante solare - 1378 W/m2
R(Terra) - 6367 km.
A - l'albedo medio della Terra - 0,33.
Σ - Costante di Stefan-Boltzmann -5,67 * 10 -8
W/m2K4

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Regime termico della superficie sottostante. Regime termico della superficie terrestre e dell'atmosfera Regime termico della superficie e dell'atmosfera sottostante

trascrizione

temperatura locale

Regime termico dell'atmosfera

Scambio di calore

Percorso di scambio termico radiativo

Bilancio radiativo della superficie sottostante

Bilancio termico della superficie sottostante

strato superficiale e attivo

10. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

11. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

12. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

13. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

14. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

15. Regime termico della superficie sottostante e dello strato attivo

16.

17. Processi che influenzano il trasferimento di calore nell'atmosfera

18. Cambiamenti nella temperatura dell'aria

19. Variazioni periodiche della temperatura dell'aria

20. Variazione giornaliera della temperatura

21. sulla superficie del suolo (1) e nell'aria ad un'altezza di 2 m (2). Mosca (MSU)

22. Variazione media giornaliera della temperatura

23. Variazione media giornaliera della temperatura

24.

25. Temperatura superficiale del suolo

26. Intervallo di temperatura giornaliero

27. Variazioni dell'ampiezza della temperatura giornaliera (Asu)

28. Variazioni dell'ampiezza della temperatura giornaliera (Aut)

29. Influenza della copertura del suolo sulla temperatura superficiale del suolo

30. Influenza della copertura del suolo sulla temperatura superficiale del suolo

31. Distribuzione del calore in profondità nel terreno

32. Distribuzione del calore in profondità nel terreno

33. Variazione giornaliera della temperatura nel terreno a diverse profondità da 1 a 80 cm Pavlovsk, maggio.

34. Sbalzi di temperatura annuali

35.

36. Variazione annuale della temperatura del suolo a diverse profondità da 3 a 753 cm a Kaliningrad.

37. Distribuzione della temperatura nel suolo verticalmente nelle diverse stagioni

38. Isopleti della variazione annuale della temperatura del suolo a Tbilisi

39. Andamento giornaliero e annuale della temperatura sulla superficie dei serbatoi e negli strati superiori dell'acqua

Fig. 40. Variazione giornaliera della temperatura alla superficie del mare (curva piena) e ad un'altezza di 6 m in aria (curva tratteggiata) in un ambiente tropicale

41. Andamento giornaliero e annuale della temperatura sulla superficie dei serbatoi e negli strati superiori dell'acqua

42. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

43. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

44. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

45. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

46. ​​​​Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre

47. Andamento giornaliero della temperatura dell'aria a Mosca in gennaio e luglio. I dati indicano le temperature medie mensili di gennaio e luglio.

48. Cambiamenti giornalieri nell'ampiezza della temperatura dell'aria

49. Influenza della natura del suolo e della copertura del suolo

50. Influenza di soccorso

51. Influenza dei mari e degli oceani

52. Modifica dell'ampiezza della temperatura giornaliera con l'altezza

53. L'influenza del terreno

54.

55. Radiazione della superficie terrestre

56. Radiazione della superficie terrestre

57.

58. Radiazione atmosferica

59. Contro radiazioni

60. Contro radiazioni

61. Contro radiazioni

62.

63.

64. Radiazione efficace

65. Radiazione efficiente

66. Radiazione efficace

67. Radiazione efficace

68. Radiazione efficace

69. Radiazione efficace

70. Bilancio di radiazione della superficie terrestre

76. Bilancio di radiazione della superficie terrestre

77.

78.

79. Bilancio di radiazione della superficie terrestre

80. Radiazione nello spazio mondiale

81. Radiazione nello spazio mondiale

82. Radiazione nello spazio mondiale

83. Bilancio delle radiazioni

84. Costanti fisiche

46. Variazione giornaliera della temperatura dell'aria vicino alla superficie terrestre