Balance térmico de la superficie terrestre. Condiciones térmicas de la superficie subyacente. Fluctuaciones anuales de temperatura.
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Modo de temperaturasuperficie subyacente
1 . El régimen de temperatura de la superficie subyacente y la actividad.acerca deth capa
instrumento de temperatura del suelo
La superficie subyacente, o superficie activa, es la superficie de la tierra (suelo, agua, nieve, etc.) que interactúa con la atmósfera durante el intercambio de calor y humedad.
La capa activa es una capa de suelo (que incluye vegetación y cubierta de nieve) o agua, que participa en el intercambio de calor con el medio ambiente, y a la profundidad de la cual se extienden las fluctuaciones de temperatura diarias y anuales.
El estado térmico de la superficie subyacente tiene un efecto significativo en la temperatura de las capas inferiores de aire. Esta disminución de la altura se puede detectar incluso en la troposfera superior.
Existen diferencias en el régimen térmico de la tierra y el agua, que se explican por la diferencia en sus propiedades termofísicas y procesos de transferencia de calor entre la superficie y las capas subyacentes.
En el suelo, la radiación solar de onda corta penetra a una profundidad de décimas de milímetro, donde se convierte en calor. Este calor se transfiere a las capas subyacentes por conductividad térmica molecular.
En el agua, dependiendo de su transparencia, la radiación solar penetra a profundidades de hasta decenas de metros, y la transferencia de calor a las capas más profundas se produce como resultado de la mezcla turbulenta, la convección térmica y también la evaporación.
La turbulencia en los cuerpos de agua es causada principalmente por la excitación y las corrientes. Por la noche y en la estación fría, la convección térmica se desarrolla cuando el agua enfriada en la superficie cae debido a la mayor densidad y es reemplazada por agua más cálida de las capas inferiores. 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 más cálida desciende de la superficie a las profundidades. Por lo tanto, las fluctuaciones diarias de temperatura en el agua se extienden a una profundidad de decenas de metros, y en el suelo, menos de un metro. Las fluctuaciones anuales en la temperatura del agua se extienden a una profundidad de cientos de metros, y en el suelo, solo 10-20 m; es decir En el suelo, el calor se concentra en una capa superior delgada, que se calienta con un balance de radiación positivo y se enfría con uno negativo.
Por lo tanto, la tierra se calienta rápidamente y se enfría rápidamente, mientras que el agua se calienta lentamente y se enfría lentamente. La gran inercia térmica de los cuerpos de agua también se ve facilitada por el hecho de que el calor específico del agua es 3-4 veces mayor que el del suelo. Por las mismas razones, las fluctuaciones de temperatura diarias y anuales en la superficie del suelo son mucho mayores que en la superficie del agua.
El curso diario de la temperatura de la superficie del suelo en climas despejados se representa como una curva ondulada que se asemeja a una sinusoide. En este caso, la temperatura mínima se observa poco después del amanecer, cuando el balance de radiación cambia el signo de "-" a "+". La temperatura máxima se produce a las 13-14 horas. La suavidad del curso de la temperatura diurna puede verse afectada por la presencia de nubes, precipitaciones y cambios advectivos.
La diferencia entre las temperaturas máximas y mínimas por día es la amplitud de temperatura diaria.
La amplitud de la variación diurna en la temperatura de la superficie del suelo depende de la altura del Sol al mediodía, es decir. desde la latitud del lugar y época del año. En verano, cuando hace buen tiempo, en latitudes templadas, la amplitud de temperatura del suelo desnudo puede alcanzar los 55 ° C, y en los desiertos, 80 ° o más. En tiempo nublado, la amplitud es menor que en tiempo despejado. Las nubes en la tarde retrasan la radiación solar directa, y en la noche reducen la radiación efectiva de la superficie subyacente.
La temperatura del suelo se ve afectada por la vegetación y la capa de nieve. La cubierta vegetal reduce la amplitud de las fluctuaciones diurnas en la temperatura de la superficie del suelo, ya que evita su calentamiento por la luz solar durante el día y protege contra el enfriamiento por radiación por la noche. Al mismo tiempo, la temperatura promedio diaria de la superficie del suelo también disminuye. La capa de nieve, que tiene baja conductividad térmica, protege el suelo de la pérdida intensa de calor, mientras que la amplitud de temperatura diaria disminuye bruscamente en comparación con el suelo desnudo.
La diferencia entre las temperaturas medias mensuales máximas y mínimas durante el año se denomina amplitud de temperatura anual.
La amplitud de temperatura anual de la superficie subyacente depende de la latitud (mínimo en los trópicos) y crece con la latitud, que está de acuerdo con los cambios en la dirección del meridiano de la amplitud anual de las sumas mensuales de radiación solar en un clima solar.
La distribución del calor en el suelo desde la superficie hacia el interior está bastante cerca ley de Fourier. Independientemente del tipo de suelo y su humedad, el período de fluctuaciones de temperatura no cambia con la profundidad, es decir. en profundidad, la variación diurna se mantiene con un período de 24 horas, y en la variación anual de 12 meses. En este caso, la amplitud de las fluctuaciones de temperatura disminuye con la profundidad.
A cierta profundidad (aproximadamente 70 cm, diferente según la latitud y la estación del año), comienza una capa con una temperatura diaria constante. La amplitud de las fluctuaciones anuales disminuye casi a cero a una profundidad de aproximadamente 30 m en las regiones polares, aproximadamente 15-20 m - en latitudes templadas. Las temperaturas máximas y mínimas tanto en el curso diurno como en el anual ocurren más tarde que en la superficie, y el retraso es directamente proporcional a la profundidad.
Una representación gráfica de la distribución de la temperatura del suelo a lo largo de la profundidad y el tiempo da un gráfico del termoisoplete, que se basa en la temperatura media mensual del suelo a largo plazo (Fig. 1.2). Las profundidades se trazan en el eje vertical del gráfico, y los meses se trazan en el eje horizontal. Las líneas de igual temperatura en el gráfico se llaman termoislets.
Moverse a lo largo de la línea horizontal le permite seguir el cambio de temperatura a una profundidad determinada durante el año, y moverse a lo largo de la línea vertical le da una idea del cambio de temperatura en profundidad para un mes determinado. El gráfico muestra que la amplitud de temperatura máxima anual en la superficie disminuye con la profundidad.
Debido a las diferencias en los procesos de intercambio de calor considerados anteriormente entre la superficie y las capas profundas de los cuerpos de agua y la tierra, los cambios diarios y anuales en la temperatura de la superficie de los cuerpos de agua son mucho menores que en la tierra. Entonces, la amplitud diaria de los cambios en la temperatura de la superficie de los océanos es de aproximadamente 0.1-0.2 ° C en latitudes templadas, y aproximadamente 0.5 ° C en los trópicos. En este caso, la temperatura mínima se observa 2-3 horas después del amanecer, y la máxima es de aproximadamente 15-16 horas. La amplitud anual de fluctuaciones en la temperatura de la superficie del océano es mucho mayor que la diaria. En los trópicos, es del orden de 2-3 ° C, en latitudes templadas de aproximadamente 10 ° C. Las fluctuaciones diarias se encuentran a profundidades de hasta 15-20 m, y las fluctuaciones anuales son de hasta 150-400 m.
2 instrumentos para medir la temperatura de la capa activa
Medición de la temperatura de la superficie del suelo, cubierta de nieve y determinación de su estado.
La superficie del suelo y la capa de nieve es la superficie subyacente, que interactúa directamente con la atmósfera, absorbe la radiación solar y atmosférica y emite a la atmósfera, participa en el intercambio de calor y humedad y afecta el régimen térmico de las capas subyacentes del suelo.
Para medir la temperatura del suelo y la capa de nieve en el tiempo de observación se utiliza termómetro meteorológico de mercurio TM-3 con límites de escala de -10 a + 85 ° C; de -25 a + 70 ° C; de -35 a + 60 ° C, con una división de escala de 0.5 ° C. El error de medición a temperaturas superiores a -20 ° C es ± 0.5 ° C, a temperaturas más bajas ± 0.7 ° C. Para determinar el extremo se utilizan temperaturas entre períodos termómetros maasimal TM-1 y mínimo TM-2 (igual que para determinar la temperatura del aire en una cabina psicrométrica).
Las mediciones de la temperatura de la superficie del suelo y la capa de nieve se realizan en un área sin sombra de 4x6 m en la parte sur del sitio meteorológico. En verano, las mediciones se realizan en suelo expuesto y suelto, para lo cual el sitio se excava en primavera.
Las lecturas del termómetro se toman con una precisión de 0.1 ° C. Las condiciones del suelo y la nieve se evalúan visualmente. La medición de temperatura y el monitoreo de la superficie subyacente se llevan a cabo durante todo el año.
Medición de temperatura en la capa superficial del suelo.
Para medir la temperatura en la capa superior del suelo, aplique plazoacerca demedidores articulados meteorológicos de mercurio (Savinova) TM-5 (disponible en un conjunto de 4 termómetros para medir la temperatura del suelo a profundidades de 5, 10, 15, 20 cm). Límites de medición: de -10 a + 50 ° С, precio de división de escala 0.5 ° С, error de medición ± 0.5 ° С. Los tanques son cilíndricos. Los termómetros se doblan en un ángulo de 135 ° en lugares a 2-3 cm de distancia del tanque, lo que le permite instalar los termómetros de manera que el tanque y parte del termómetro estén en posición horizontal debajo de la capa de suelo, y parte del termómetro con una escala se encuentra por encima del suelo.
El capilar en la sección desde el depósito hasta el comienzo de la escala está cubierto con una vaina aislante del calor, lo que reduce el efecto de la capa de suelo que se encuentra sobre su depósito en el termómetro y proporciona una medición de temperatura más precisa en la profundidad donde se encuentra el depósito.
Las observaciones sobre los termómetros Savinov se realizan en el mismo sitio donde se instalan los termómetros para medir la temperatura de la superficie del suelo, al mismo tiempo y solo en la parte cálida del año. Cuando la temperatura cae a una profundidad de 5 cm por debajo de 0 ° C, los termómetros se desenterran, en la primavera se instalan después de que la capa de nieve se haya derretido.
Medición del suelo y la temperatura del suelo a profundidades bajo cubierta natural.
Para medir la temperatura del suelo termómetro mercurio meteorológico profundo del suelo TM-10. Su longitud es de 360 \u200b\u200bmm, diámetro de 16 mm, el límite superior de la escala es de + 31 a + 41 ° C, y el límite inferior es de -10 a -20 ° C.El precio de división de la escala es 0.2 ° C, el error de medición a más temperaturas es ± 0, 2 ° C, con negativo ± 0.3 ° C.
El termómetro se coloca en un marco de plástico de vinilo, que termina en la parte inferior con una tapa de cobre o latón llena de limaduras de cobre alrededor del tanque del termómetro. Una barra de madera está unida al extremo superior del marco, con el cual el termómetro se sumerge en una tubería de ebonita ubicada en el suelo a una profundidad de medición de la temperatura del suelo.
Las mediciones se toman en una parcela de 6x8 m con vegetación natural en la parte sureste del sitio meteorológico. Los termómetros de escape de profundidad del suelo se instalan a lo largo de la línea este-oeste a una distancia de 50 cm entre sí a profundidades de 0.2; 0.4; 0.8; 1,2; 1,6; 2.4; 3,2 m en orden de profundidad creciente.
Con una capa de nieve de hasta 50 cm, la porción de la tubería que sobresale sobre la superficie de la tierra es de 40 cm, con una altura de capa de nieve más alta de 100 cm. La instalación de tuberías externas (ebonita) se lleva a cabo utilizando un taladro para perturbar menos el estado natural del suelo.
Las observaciones en los termómetros de escape se llevan a cabo durante todo el año, diariamente a profundidades de 0.2 y 0.4 m - los 8 términos (excepto el período en que la altura de la nieve excede los 15 cm), a otras profundidades - 1 vez por día.
Medición de la temperatura del agua superficial.
Se utiliza un termómetro de mercurio con un valor de división de 0.2 ° C, con un rango de escala de -5 a + 35 ° C. El termómetro se coloca en un marco diseñado para almacenar el termómetro después de levantarse del agua, así como para protegerlo de daños mecánicos. . El marco consta de un vidrio y dos tubos: externo e interno.
El termómetro en el marco se coloca de modo que su escala se ubique contra las ranuras en los tubos, y el tanque del termómetro esté en el medio del vidrio. El marco tiene un asa para sujetarlo a un cable. Cuando el termómetro se sumerge girando la cubierta exterior, la ranura se cierra y, después de subir, se abre para tomar una referencia. El tiempo de exposición del termómetro en un punto de 5-8 minutos, inmersión en agua, no más de 0.5 m.
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Transcripción
1 MODO DE CALOR DE LA ATMÓSFERA y la superficie de la Tierra
2 El equilibrio térmico de la superficie terrestre en la superficie terrestre recibe radiación total y contra radiación de la atmósfera. Son absorbidos por la superficie, es decir, se usan para calentar las capas superiores del suelo y el agua. Al mismo tiempo, la superficie de la tierra se irradia y al mismo tiempo pierde calor.
3 La superficie de la tierra (superficie activa, superficie subyacente), es decir, la superficie del suelo o del agua (vegetación, nieve, cubierta de hielo), recibe y pierde calor de forma continua y de diversas maneras. A través de la superficie terrestre, el calor se transfiere hacia la atmósfera y hacia el suelo o el agua. En cualquier momento desde la superficie de la tierra, la misma cantidad de calor sube y baja en conjunto como se recibe desde arriba y abajo durante este tiempo. Si no fuera así, la ley de conservación de la energía no se cumpliría: se debe suponer que la energía aparece o desaparece en la superficie de la tierra. La suma algebraica de todas las llegadas y gastos de calor en la superficie de la tierra debe ser igual a cero. Esto se expresa mediante la ecuación del equilibrio térmico de la superficie terrestre.
4 ecuación de balance de calor Para escribir la ecuación de balance de calor, primero, combinamos la radiación absorbida Q (1-A) y la radiación efectiva Eef \u003d Ez - Ea en el balance de radiación: B \u003d S + DR + Ea Ez o B \u003d Q (1 - A) - Eef
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 de la tierra menos radiación de contador) B \u003d S + DR + Ea Ez B \u003d Q (1-A) -Eeff Balance de onda corta nocturna \u003d 0 Por lo tanto, B \u003d - Eef
6 1) La entrada de calor del aire o su liberación al aire a través de la conducción de calor se denota por P 2) El mismo suministro o consumo por intercambio de calor con capas más profundas de suelo o agua se llama A. 3) La pérdida de calor durante la evaporación o su llegada durante la condensación en la superficie de la tierra se denota LE, donde L es el calor específico de evaporación y E es la evaporación / condensación (masa de agua). Entonces la ecuación del balance de calor de la superficie de la tierra se escribe como: B \u003d P + A + LE La ecuación del balance de calor se refiere al área unitaria de la superficie activa. Todos sus miembros son flujos de energía. Tienen una dimensión W / m 2
7, el significado de la ecuación es que el balance de radiación en la superficie de la tierra se equilibra mediante transferencia de calor sin radiación. La ecuación es válida por cualquier período de tiempo, incluso por un período prolongado.
8 Componentes del balance térmico del sistema Tierra-atmósfera Recibido del sol Dado por la superficie terrestre
9 Opciones de balance de calor Q balance de radiación LE consumo de calor para evaporación H flujo de calor turbulento desde (c) la atmósfera desde la superficie subyacente G - flujo de calor hacia (desde) la profundidad del suelo
10 Llegada y consumo B \u003d Q (1-A) -Eff B \u003d P + A + LE Q (1-A) - El flujo de radiación solar, parcialmente reflejado, penetra profundamente en la capa activa a diferentes profundidades y siempre la calienta. La radiación efectiva generalmente enfría la superficie Ef Evaporación también siempre enfría la superficie LE Flujo de calor hacia la atmósfera P enfría la superficie durante el día cuando hace más calor que el aire, pero la calienta por la noche cuando la atmósfera es más cálida que la superficie de la tierra. El flujo de calor hacia el suelo A elimina el exceso de calor durante el día (enfría la superficie), pero elimina el calor que falta de las profundidades durante la noche.
11 la temperatura media anual de la superficie terrestre y la capa activa varía poco de un año a otro. De un día a otro y de un año a otro, la temperatura promedio de la capa activa y la superficie terrestre cambia poco en cualquier lugar. Esto significa que durante el día, casi tanto calor entra en las profundidades del suelo o el agua durante el día como sale por la noche. Pero, sin embargo, durante los días de verano, el calor disminuye un poco más de lo que proviene de abajo. Por lo tanto, las capas de tierra y agua, y su superficie se calientan día a día. En invierno, ocurre el proceso opuesto. Estos cambios estacionales en la entrada de calor en el suelo y el agua durante el año están casi equilibrados, 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 intercambio de calor de la superficie activa Esta es la superficie del suelo, la vegetación y cualquier otro tipo de superficie terrestre y oceánica (agua), que absorbe y emite 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 Densidad de la sustancia 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 0
15 Cómo se calienta la tierra: la conductividad térmica es uno de los tipos de transferencia de calor
16 El mecanismo de la conductividad térmica (transferencia de calor en los cuerpos) La conductividad térmica 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. En este caso, el cuerpo transfiere energía de partículas (moléculas, átomos, electrones) que tienen más energía, a partículas con menos. Si el cambio relativo en la temperatura T en un camino libre medio de las partículas es pequeño, entonces se cumple la ley básica de conductividad térmica (ley de Fourier): densidad térmica el flujo q es proporcional a grad T, es decir, donde λ es el coeficiente de conductividad térmica, o simplemente conductividad térmica, no depende de grad T. λ depende del estado de agregación de la sustancia (ver tabla), su estructura atómico-molecular, temperatura y presión, composición (en el caso de una mezcla o solución), etc. El flujo de calor hacia el suelo en la ecuación de equilibrio de calor es A G T c z
17 La transferencia de calor al suelo obedece las leyes de conductividad térmica de Fourier (1 y 2) 1) El período de fluctuación de temperatura no cambia con la profundidad 2) La amplitud de la oscilación decae exponencialmente con la profundidad
18 La propagación del calor profundamente en el suelo Cuanto mayor es la densidad y la humedad del suelo, mejor conduce el calor, más rápido se extiende 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 solo en la superficie, sino también en las profundidades, sigue habiendo una variación diurna con un período de 24 horas entre cada dos altibajos consecutivos y una variación anual con un período de 12 meses.
19 Formación de temperatura en la capa superior del suelo (lo que muestran los termómetros acodados) La amplitud de las oscilaciones disminuye exponencialmente. Por debajo de cierta profundidad (aproximadamente cm cm), la temperatura casi no cambia por día.
20 Variación diaria y anual de la temperatura de la superficie del suelo La temperatura en la superficie del suelo tiene una variación diaria: se observa un mínimo aproximadamente media hora después del amanecer. En este momento, el balance de radiación de la superficie del suelo se convierte en cero. La transferencia de calor desde la capa superior del suelo mediante radiación efectiva se equilibra con la mayor afluencia de radiación total. El intercambio de calor no radiativo en este momento es insignificante. Luego, la temperatura en la superficie del suelo aumenta a horas, cuando alcanza un máximo en el curso diurno. Después de eso, comienza la caída de temperatura. El balance de radiación en la tarde sigue siendo positivo; sin embargo, la transferencia de calor durante el día desde la capa superior del suelo a la atmósfera ocurre no solo a través de una radiación eficiente, sino también a través de una mayor conductividad térmica, así como también con una mayor evaporación del agua. La transferencia de calor al suelo continúa. Por lo tanto, la temperatura en la superficie del suelo cae de horas a un mínimo de la mañana.
21 El curso diario de temperatura en el suelo a diferentes profundidades, la amplitud de las oscilaciones con la profundidad disminuye. 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 será menor que 1. A una profundidad relativamente pequeña, la amplitud diaria disminuye a cero. A esta profundidad (aproximadamente cm), comienza una capa de temperatura diaria constante. Pavlovsk, 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 una mayor profundidad, lo cual es comprensible: hay más tiempo para su propagación. Las amplitudes de las fluctuaciones anuales disminuyen a cero a una profundidad de aproximadamente 30 m en las latitudes polares, aproximadamente m en las latitudes medias y aproximadamente 10 m en los trópicos (donde en la superficie del suelo las amplitudes anuales son más pequeñas que en las latitudes medias). A estas profundidades comienza, una capa de temperatura anual constante. La variación diurna en el suelo se humedece con profundidad en amplitud y retrasos en fase dependiendo de la humedad del suelo: el máximo ocurre en la tarde en tierra y en la noche en agua (así como el mínimo para mañana y día)
22 Leyes de conductividad térmica de Fourier (3) 3) El retardo de fase de la oscilación aumenta linealmente con la profundidad La hora del inicio de los cambios de temperatura máxima en relación con las capas anteriores en varias horas (por la tarde e incluso por la noche)
23 Cuarta ley de Fourier, las profundidades de las capas de temperaturas constantes diarias y anuales se relacionan entre sí como raíces cuadradas de los períodos de oscilaciones, es decir, como 1: 365. Esto significa que la profundidad a la que decaen las fluctuaciones anuales es 19 veces mayor que la profundidad, en el que decaen las fluctuaciones diarias. Y esta ley, como el resto de las leyes de Fourier, está bastante bien respaldada por observaciones.
24 Formación de temperatura en toda la capa activa del suelo (como lo indican 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 durante el año. 3. La profundidad de distribución de las fluctuaciones anuales es aproximadamente 19 veces mayor que la diaria.
25 La penetración de las fluctuaciones de temperatura en el suelo de acuerdo con el modelo de conductividad térmica Todas las consecuencias establecidas del modelo de conductividad térmica son completamente consistentes con los datos de observación, por lo que a menudo se les llama las leyes de Fourier.
26) La variación de temperatura diaria promedio en la superficie del suelo (P) y en el aire a una altitud de 2 m (B). Pavlovsk, junio. Las temperaturas máximas en la superficie del suelo son generalmente 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 temperatura del suelo La temperatura superficial del curso, por supuesto, cambia en el curso anual. En las latitudes tropicales, su amplitud anual, es decir, la diferencia en las temperaturas promedio a largo plazo del mes más cálido y frío del año, es pequeña y aumenta con la latitud. En el hemisferio norte en la latitud 10 es aproximadamente 3, en la latitud 30 aproximadamente 10 y en la latitud 50 un promedio de aproximadamente 25.
28 Las fluctuaciones de temperatura en el suelo decaen con profundidad en amplitud y se retrasan en fase, los cambios máximos en otoño y al menos en primavera Los máximos y mínimos anuales se retrasan por días por cada metro de profundidad. El curso anual de temperatura en el suelo a diferentes profundidades de 3 a 753 cm en Kaliningrado. En las latitudes tropicales, la amplitud anual, es decir, la diferencia en las temperaturas promedio a largo plazo del mes más cálido y frío del año, es pequeña y crece con la latitud. En el hemisferio norte en la latitud 10 es aproximadamente 3, en la latitud 30 aproximadamente 10 y en la latitud 50 un promedio de aproximadamente 25.
29 Método Thermoisoplet presenta visualmente todas las características del curso de temperatura tanto en tiempo como en profundidad (en un punto) Ejemplo de curso anual y curso diario Isoplets del curso de temperatura anual en el suelo en Tbilisi
30 Variación diaria de la temperatura del aire de la capa superficial La temperatura del aire cambia en la variación diurna después de la temperatura de la superficie terrestre. Dado que el aire se calienta y enfría desde la superficie terrestre, la amplitud de la variación de temperatura diaria en la cabina meteorológica es menor que en la superficie del suelo, en promedio, aproximadamente un tercio. Un aumento en la temperatura del aire comienza con un aumento en la temperatura del suelo (15 minutos después) en la mañana, después del amanecer. En horas, la temperatura del suelo, como sabemos, comienza a bajar. En horas, se iguala con la temperatura del aire; A partir de este momento, con una mayor caída de la temperatura del suelo, la temperatura del aire también comienza a descender. Por lo tanto, el mínimo en la variación diurna de la temperatura del aire en la superficie de la tierra cae en el tiempo poco después del amanecer, y el máximo en las horas.
32 Diferencias en el régimen térmico de los cuerpos de agua y suelo Existen diferencias notables en las características térmicas y de calentamiento de las capas superficiales del suelo y las capas superiores de los cuerpos de agua. En el suelo, el calor se distribuye verticalmente por la conductividad térmica molecular, y en el agua que se mueve fácilmente también por la mezcla turbulenta de las capas de agua, que es mucho más eficiente. La turbulencia en los cuerpos de agua es causada, en primer lugar, por la emoción 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 cae debido a la mayor densidad y es reemplazada por agua más cálida de las capas inferiores.
33 Peculiaridades de la temperatura de los cuerpos de agua asociados 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 más pequeñas y casi las mismas en los complejos de agua y agua de lagos y mares. Los flujos de calor en la capa de agua activa son muchas veces mayores que en el suelo
34 Fluctuaciones diarias y anuales Como resultado, las fluctuaciones diarias en la temperatura del agua se extienden a una profundidad de aproximadamente 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 solo a m en el suelo, por lo que el calor que llega 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 del agua aumenta poco. En el suelo, el calor entrante se distribuye en una capa superior delgada, que, por lo tanto, se calienta mucho. La transferencia de calor con capas más profundas en la ecuación de equilibrio térmico "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 el 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 lentamente. En la superficie del suelo, la temperatura cae rápidamente durante la transferencia de calor: el calor acumulado en la capa superior delgada lo deja rápidamente sin reposición desde abajo.
35 Mapas obtenidos 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 en 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 en comparación con el suelo. Finalmente, la capacidad de calor del agua es excelente en comparación con el suelo, y la misma cantidad de calor calienta una masa de agua a una temperatura más baja que la misma masa de suelo. CAPACIDAD DE CALOR: la cantidad de calor absorbido por el cuerpo cuando se calienta 1 grado (Celsius) o se libera al enfriar 1 grado (Celsius) o la capacidad de un material para acumular energía térmica.
37 Debido a las diferencias en la distribución del calor: 1. El agua durante la estación cálida acumula una gran cantidad de calor en una capa de agua suficientemente gruesa, que emite a la atmósfera durante la estación fría. 2. el suelo durante la estación cálida por la noche emite la mayor parte del calor que recibe durante el día y no se acumula mucho 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 en tierra. En las latitudes medias durante la mitad cálida del año, se acumulan 1.5 3 kcal de calor en el suelo por cada centímetro cuadrado de la superficie. En climas fríos, el suelo emite este calor a la atmósfera. El valor de ± 1.5 3 kcal / cm 2 por año es la circulación anual de calor del suelo.
38 Las amplitudes del curso de temperatura anual determinan el clima continental o el mar Mapa de las amplitudes del curso de temperatura anual en la superficie de la Tierra
39 La posición del lugar en relación con la costa afecta significativamente el régimen de temperatura, humedad, cobertura de nubes, precipitación y determina el grado de clima continental.
40 Clima continental El clima continental es un conjunto de características del clima, determinado por los efectos del continente en los procesos de formación del clima. En el clima sobre el mar (clima marino), se observan pequeñas amplitudes anuales de temperatura del aire en comparación con el clima continental sobre tierra con grandes amplitudes anuales de temperatura.
41 La variación anual de la temperatura del aire a una latitud de 62 N: en las Islas Feroe y Yakutsk refleja la posición geográfica de estos puntos: en el primer caso, frente a la costa occidental de Europa, en el segundo, en Asia oriental
42 La amplitud anual promedio en Tórshavn es 8, en Yakutsk 62 C. En el continente de Eurasia, se observa un aumento en la amplitud anual en dirección oeste a este.
43 Eurasia: el continente con el clima continental más extendido Este tipo de clima es característico de las regiones del interior de los continentes. El clima continental domina en una parte significativa del territorio de Rusia, Ucrania, Asia Central (Kazajstán, Uzbekistán, Tayikistán), China interior, Mongolia y las regiones del interior de los Estados Unidos y Canadá. El clima continental conduce 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 del clima continental. Hay una serie de opciones IK basadas en una función u otra de la amplitud anual de la temperatura del aire A: según Gorchinsky, según Konrad, según Tsenker, según Khromov. Hay índices basados \u200b\u200ben otras bases. Por ejemplo, se propone como I.K. la relación entre la frecuencia de las masas de aire continentales y la frecuencia de las masas de aire marinas. L. G. Polozova propuso caracterizar la continentalidad por separado para enero y julio en relación con la continentalidad más alta en una latitud dada; este último está determinado por isanomals de temperatura. Η. Η. Ivanov propuso I.K.en función de la latitud, amplitudes de temperatura anuales y diarias, y déficit de humedad en el mes más seco.
45 índice continental La magnitud de la amplitud anual de la temperatura del aire depende de la latitud geográfica. En latitudes bajas, las amplitudes de temperatura anuales son más bajas en comparación con las latitudes altas. Esta posición hace necesario excluir la influencia de la latitud en la amplitud anual. Para ello, se presentan diversos indicadores de continentalidad climática, representados por una función de la amplitud anual de temperatura y latitud del lugar. 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 región de clima marino templado se caracteriza por inviernos bastante cálidos (de -8 ° C a 0 ° C), veranos frescos (+16 ° C) y una gran cantidad de precipitación (más de 800 mm), que caen de manera uniforme durante todo el año. El clima continental templado se caracteriza por fluctuaciones en la temperatura del aire de aproximadamente -8 ° C en enero a +18 ° C en julio; la precipitación es más de mm, que ocurre principalmente en verano. El clima continental se caracteriza por temperaturas más bajas en el invierno (hasta -20 C) y menos lluvia (alrededor de 600 mm). En la región de clima continental templado, el invierno será aún más frío hasta -40 ° C, y las precipitaciones aún menos mm.
48 Extremos En la región de Moscú en verano, se observan temperaturas de hasta +55 en la superficie del suelo expuesto, e incluso hasta +80 en los desiertos. Los mínimos de temperatura nocturna, por el contrario, son más bajos en la superficie del suelo que en el aire, porque, 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 (cubiertas de nieve en ese momento) pueden caer por debajo de 50, y en verano (excepto julio) a cero. En la superficie de la nieve en el interior de la Antártida, incluso la temperatura mensual promedio en junio es de aproximadamente 70, y en algunos casos puede caer a 90.
49 Mapas de temperatura media del aire enero y julio
50 Distribución de la temperatura del aire (la distribución por zonas es el factor principal de la zonalidad climática) Promedio anual Promedio de verano (julio) Promedio de enero Promedio de zonas latitudinales
51 El régimen de temperatura del territorio de Rusia se caracteriza por grandes contrastes en el invierno. En el este de Siberia, un 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 de 42 ° C en invierno. La temperatura mínima promedio en invierno es de 55 ° C. En el territorio europeo de Rusia, la temperatura promedio sobre el invierno varía de C en el suroeste, alcanzando valores positivos en la costa del Mar Negro, hasta C en las regiones centrales.
52 Temperatura media del aire en la superficie (C) en invierno
53 Temperatura media del aire en la superficie (C) 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 45 C. La amplitud de la temperatura extrema alcanza los 90 C. Un rasgo característico de la temperatura del aire en Rusia es su gran amplitud diaria y anual. especialmente en el clima fuertemente continental del territorio asiático. La amplitud anual varía de 8 10 С ЕТР a 63 С en el este de Siberia en la región de la cresta Verkhoyansk.
54 Efecto de la vegetación sobre la temperatura de la superficie del suelo La vegetación reduce el enfriamiento del suelo por la noche. En este caso, la radiación nocturna se produce principalmente desde la superficie de la vegetación, que se enfriará más. El suelo debajo de la vegetación mantiene una temperatura más alta. Sin embargo, durante el día, la vegetación impide el calentamiento por radiación del suelo. La amplitud de temperatura diaria debajo de la cubierta vegetal se reduce y la temperatura diaria promedio se reduce. Entonces, la vegetación generalmente enfría el suelo. En la región de Leningrado, la superficie del suelo bajo cultivos de campo puede ser 15 más fría durante el día que el suelo bajo vapor. En promedio, es 6 veces más frío que el suelo expuesto por día, e incluso a una profundidad de 5-10 cm, queda una diferencia de 3 4.
55 Influencia de la capa de nieve en la temperatura del suelo La capa de nieve protege el suelo en invierno de la pérdida de calor. La radiación proviene de la superficie de la cubierta de nieve, y el suelo debajo de él permanece más cálido que el suelo desnudo. En este caso, la amplitud de temperatura diaria en la superficie del suelo bajo la nieve disminuye bruscamente. En la zona media del 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 expuesto, y 10 más alta que la temperatura en la superficie de la capa de nieve. La congelación en invierno del suelo bajo la nieve alcanza profundidades del orden de 40 cm, y sin nieve puede extenderse a profundidades de más de 100 cm. Por lo tanto, la cubierta vegetal en verano reduce la temperatura en la superficie del suelo, y la cubierta de nieve en invierno, por el contrario, la aumenta. El efecto combinado de la vegetación en el verano y el invierno cubierto de nieve reduce la amplitud anual de la temperatura en la superficie del suelo; Esta es una disminución de aproximadamente 10 en comparación con el suelo desnudo.
56 FENÓMENOS METEOROLÓGICOS PELIGROSOS Y SUS CRITERIOS 1. viento muy fuerte (incluida una ráfaga) de al menos 25 m / s (incluidas las ráfagas), al menos 35 m / s en la costa de los mares y en las montañas; 2. fuertes lluvias de al menos 50 mm durante un período de no más de 12 horas, 3. fuertes lluvias de al menos 30 mm durante un período de no más de 1 hora; 4. nieve muy fuerte de al menos 20 mm durante un período de no más de 12 horas; 5. granizo grande - al menos 20 mm; 6. tormenta de nieve severa - con una velocidad media del viento de al menos 15 m / sy visibilidad inferior a 500 m;
57 7. Fuerte tormenta de polvo con una velocidad media del viento de al menos 15 m / sy una visibilidad de no más de 500 m; 8. Gran visibilidad de niebla no más de 50 m; 9. Fuertes depósitos de escarcha helada 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: temperatura máxima del aire alta de al menos 35 ºС durante más de 5 días. 11. Heladas severas: temperatura mínima del aire de al menos menos 35ºС durante al menos 5 días.
58 Peligros asociados con temperaturas elevadas Peligro de incendio Calor extremo
59 Fenómenos peligrosos asociados con bajas temperaturas Tormentas de nieve Heladas severas Calentamiento repentino - secadores de cabello
60 heladas. La congelación se refiere a una disminución a corto plazo de la temperatura del aire o de la superficie activa (superficie del suelo) a 0 ° C y baja en el contexto general de temperaturas diarias promedio positivas.
61 Conceptos básicos de temperatura del aire ¡LO QUE NECESITA SABER! Mapa de la temperatura media anual Diferencias en la temperatura del verano y el invierno Zonificación de la distribución de la temperatura Influencia de la distribución de la tierra y el mar Distribución de la temperatura del aire por altura Temperatura diaria y anual y variaciones de la temperatura del suelo Eventos climáticos peligrosos debido a condiciones de temperatura
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Una superficie calentada directamente por los rayos del sol y que emite calor a las capas subyacentes y al aire se llama activoLa temperatura de la superficie activa, su magnitud y cambio (variación diaria y anual) están determinados por el balance de calor.
El valor máximo de casi todos los componentes del equilibrio térmico se observa en las horas del mediodía. Una excepción es la máxima transferencia de calor en el suelo en las horas de la mañana.
Las amplitudes máximas de la variación diurna de los componentes del equilibrio térmico se observan en el verano, y las mínimas, en el invierno. En el curso diurno de la temperatura de la superficie, seca y desprovista de vegetación, en un día despejado, el máximo ocurre después de 13 horas, y el mínimo cerca de la hora del amanecer. La nubosidad interrumpe el curso correcto de la temperatura de la superficie y provoca un cambio en los momentos de máximos y mínimos. La humedad y la cubierta vegetal ejercen una gran influencia en la temperatura de la superficie. La temperatura máxima de la superficie durante el día puede ser + 80 ° С y más. Las fluctuaciones diarias alcanzan los 40 °. Su valor depende de la latitud del lugar, la estación, la cubierta de nubes, las propiedades térmicas de la superficie, su color, la aspereza, la cubierta vegetal y la exposición de las pendientes.
La variación de temperatura anual de la capa activa es diferente en diferentes latitudes. La temperatura máxima en las latitudes medias y altas generalmente se observa en junio, la mínima, en enero. Las amplitudes de las fluctuaciones anuales de temperatura de la capa activa en latitudes bajas son muy pequeñas, en latitudes medias en tierra alcanzan los 30 °. La capa de nieve está fuertemente influenciada por las fluctuaciones anuales de la temperatura de la superficie en latitudes templadas y altas.
Lleva tiempo transferir el calor de una capa a otra, y los momentos de inicio de las temperaturas máximas y mínimas durante el día se retrasan cada 10 cm en aproximadamente 3 horas. Si la temperatura más alta en la superficie fue de aproximadamente 13 horas, a una profundidad de 10 cm, la temperatura máxima será de aproximadamente 16 horas, y a una profundidad de 20 cm, aproximadamente 19 horas, etc. Cuando las capas subyacentes se calientan sucesivamente desde las capas suprayacentes, cada capa absorbe una cierta cantidad de calor. Cuanto más profunda es la capa, menos calor recibe y más débiles son las fluctuaciones de temperatura. La amplitud de las fluctuaciones de temperatura diurnas con profundidad disminuye 2 veces por cada 15 cm. Esto significa que si la amplitud en la superficie es de 16 °, entonces a una profundidad de 15 cm - 8 °, y a una profundidad de 30 cm - 4 °.
A una profundidad de aproximadamente 1 m en promedio, fluctuaciones diarias en la temperatura del suelo "húmedo". La capa en la que estas vibraciones prácticamente se detienen se llama capa temperatura diaria constante
Cuanto más largo es el período de fluctuaciones de temperatura, más se extienden. En latitudes medias, la capa de temperatura anual constante está a una profundidad de 19-20 m, en latitudes altas a una profundidad de 25 m. En las latitudes tropicales, las amplitudes de temperatura anual son pequeñas y la capa de amplitud anual constante se encuentra a una profundidad de solo 5-10 m. Los momentos máximos durante el año y las temperaturas mínimas se retrasan en un promedio de 20-30 días por metro. Por lo tanto, si la temperatura superficial más baja se observó en enero, a una profundidad de 2 m se produce a principios de marzo. Las observaciones muestran que la temperatura en la capa de temperatura anual constante es cercana a la temperatura media anual del aire sobre la superficie.
El agua, que tiene una mayor capacidad calorífica y una conductividad térmica más baja que la tierra, se calienta más lentamente y emite calor más lentamente. Parte de los rayos del sol que caen sobre la superficie del agua es absorbida por la capa superior, y parte de ellos penetra a una profundidad considerable, calentando directamente parte de su capa.
La movilidad del agua hace posible la transferencia de calor. Debido a la mezcla turbulenta, la transferencia de calor en profundidad ocurre de 1000 a 10,000 veces más rápido que a través de la conducción de calor. Al enfriar las capas superficiales de agua, se produce convección térmica, acompañada de mezcla. Las fluctuaciones diarias de temperatura en la superficie del océano en latitudes altas son en promedio de solo 0.1 °, en el moderado - 0.4 °, en el tropical - 0.5 °. La profundidad de penetración de estas oscilaciones es de 15-20 m. Las amplitudes de temperatura anuales en la superficie del océano varían de 1 ° en latitudes ecuatoriales a 10.2 ° en moderadas. Las fluctuaciones anuales de temperatura penetran a una profundidad de 200-300 m. Los momentos de la temperatura máxima de los cuerpos de agua se retrasan en comparación con la tierra. El máximo ocurre alrededor de 15-16 horas, el mínimo: 2-3 horas después del amanecer.
Condiciones térmicas de la atmósfera inferior.
El aire se calienta principalmente no directamente por los rayos del sol, sino debido a la transferencia de calor hacia él por la superficie subyacente (procesos de radiación y conducción de calor). El papel más importante en la transferencia de calor desde la superficie a las capas suprayacentes de la troposfera es desempeñado por los turbulentos. transferencia de calor y transferencia de calor latente de vaporización. El movimiento errático de las partículas de aire causado por el calentamiento de una superficie subyacente calentada de manera desigual se llama turbulencia térmicao convección térmica
Si en lugar de pequeños vórtices caóticos en movimiento, comienzan a prevalecer los poderosos movimientos ascendentes (térmicos) y los movimientos descendentes de aire menos potentes, se llama convección aerodinámicoEl aire caliente cerca de la superficie se precipita, transfiriendo calor. La convección térmica puede desarrollarse solo mientras el aire tenga una temperatura más alta que la temperatura del medio en el que se eleva (estado inestable de la atmósfera). Si la temperatura del aire ascendente resulta ser igual a la temperatura de su entorno, el aumento se detendrá (estado indiferente de la atmósfera); Si el aire se vuelve más frío que el ambiente, comenzará a caer (estado estable de la atmósfera).
Con el movimiento turbulento del aire, cada vez más partículas nuevas de este, en contacto con la superficie, reciben calor, y al elevarse y mezclarse, lo transmiten a otras partículas. La cantidad de calor que recibe el aire de la superficie a través de la turbulencia es 400 veces mayor que la cantidad de calor que recibe como resultado de la radiación y casi 500,000 veces como resultado de la transmisión por conductividad térmica molecular. El calor se transfiere de la superficie a la atmósfera junto con la humedad evaporada, y luego se libera en el proceso de condensación. Cada gramo de vapor de agua contiene 600 calorías de calor latente de vaporización.
En el aire ascendente, la temperatura cambia debido a adiabáticoproceso, es decir, sin intercambiar calor con el medio ambiente, al convertir la energía interna del gas en trabajo y el trabajo en energía interna. Como la energía interna es proporcional a la temperatura absoluta del gas, se produce un cambio de temperatura. El aire ascendente se expande, realiza el trabajo que gasta energía interna y su temperatura baja. El aire descendente, por el contrario, se comprime, se libera la energía gastada para la expansión y aumenta la temperatura del aire.
La cantidad de enfriamiento del aire saturado cuando se eleva a 100 m depende de la temperatura del aire y la presión atmosférica y varía significativamente. El aire no saturado, que desciende, se calienta 1 ° por cada 100 m, saturado en una cantidad menor, ya que tiene lugar la evaporación, que absorbe calor. El aumento del aire saturado generalmente pierde humedad durante la lluvia y se vuelve insaturado. Al bajar, dicho aire se calienta 1 ° por cada 100 m.
Como resultado, la disminución de la temperatura durante el aumento es menor que su aumento durante el descenso, y el aire que ha subido y luego descendido al mismo nivel a la misma presión tendrá una temperatura diferente: la temperatura final será más alta que la inicial. Este proceso se llama pseudo-adiabático.
Como el aire se calienta principalmente desde la superficie activa, la temperatura generalmente disminuye con la altura en la atmósfera inferior. El gradiente vertical de la troposfera promedia 0.6 ° por cada 100 m. Se considera positivo si la temperatura disminuye con la altura y negativo si aumenta. En la capa de aire inferior cercana al suelo (1.5-2 m), los gradientes verticales pueden ser muy grandes.
Un aumento de la temperatura con la altitud se llama inversióny la capa de aire en la que la temperatura aumenta con la altura: capa de inversiónEn la atmósfera, las capas de inversión casi siempre se pueden observar. En la superficie de la Tierra, cuando está muy frío, surge radiación inversión de radiación(inversión de radiación). Aparece en las claras noches de verano y puede abarcar una capa de varios cientos de metros. En invierno, en clima despejado, la inversión persiste durante varios días e incluso semanas. Las inversiones invernales pueden cubrir una capa de hasta 1,5 km.
Las inversiones mejoradas son promovidas por las condiciones del terreno: el aire frío fluye hacia abajo y se estanca allí. Tales inversiones se llaman orográficoPotentes inversiones llamadas adventiciase forman cuando el aire relativamente cálido entra en una superficie fría que enfría sus capas inferiores. Las inversiones advectivas de los días se expresan débilmente, por la noche se amplifican por enfriamiento por radiación. En la primavera, la formación de tales inversiones se ve facilitada por la capa de nieve aún no derretida.
La congelación está asociada con el fenómeno de inversión de temperatura en la capa de aire superficial. Heladas -disminución de la temperatura del aire por la noche a 0 ° y menor en un momento en que las temperaturas diarias promedio son superiores a 0 ° (otoño, primavera). Puede ser que las heladas se observen solo en el suelo a una temperatura del aire superior a cero.
El estado térmico de la atmósfera afecta la propagación de la luz en ella. En aquellos casos en que la temperatura cambia bruscamente con la altura (sube o baja), espejismos
Un espejismo es una imagen imaginaria de un objeto que aparece encima o debajo de él (espejismo superior) o debajo de él (espejismo inferior). Hay menos espejismos laterales (la imagen aparece en el lateral). La razón de los espejismos es la curvatura de la trayectoria de los rayos de luz que provienen del objeto al ojo del observador como resultado de su refracción en el límite de las capas con diferentes densidades.
Las variaciones de temperatura diarias y anuales en la troposfera inferior a una altitud de 2 km generalmente reflejan las variaciones de temperatura de la superficie. Con la distancia desde la superficie, las amplitudes de las fluctuaciones de temperatura disminuyen, y los momentos de máximo y mínimo se retrasan. Las fluctuaciones diarias de la temperatura del aire en invierno son notables hasta una altitud de 0,5 km, en verano, hasta 2 km.
La amplitud de las fluctuaciones de temperatura diurnas disminuye al aumentar la latitud del lugar. La mayor amplitud diaria está en latitudes subtropicales, la más pequeña en polar. En latitudes templadas, las amplitudes diarias son diferentes en diferentes épocas del año. En latitudes altas, la mayor amplitud diaria en primavera y otoño, en clima templado, en verano.
La variación anual de la temperatura del aire depende principalmente de la latitud del lugar. Desde el ecuador hasta los polos, aumenta la amplitud anual de fluctuaciones en la temperatura del aire.
Cuatro tipos de variaciones anuales de temperatura se distinguen por la magnitud de la amplitud y el tiempo de aparición de temperaturas extremas.
Tipo ecuatorialcaracterizado por dos máximos (después de los equinoccios) y dos mínimos (después del solsticio). La amplitud sobre el océano es de aproximadamente 1 °, sobre tierra, hasta 10 °. La temperatura es positiva todo el año.
Tipo tropicaluno máximo (después del solsticio de verano) y uno mínimo (después del solsticio de invierno). La amplitud sobre el océano es de aproximadamente 5 °, en tierra, hasta 20 °. La temperatura es positiva todo el año.
Tipo moderadoun máximo (en el hemisferio norte sobre tierra en julio, sobre el océano en agosto) y un mínimo (en el hemisferio norte sobre tierra en enero, sobre el océano en febrero). Cuatro estaciones se distinguen claramente: cálido, frío y dos de transición. La amplitud de temperatura anual aumenta con el aumento de la latitud, así como con la distancia desde el océano: en la costa 10 °, lejos del océano, hasta 60 ° o más (-62.5 ° en Yakutsk). La temperatura en la estación fría es negativa.
Tipo polar -el invierno es muy largo y frío, el verano es corto, fresco. Las amplitudes anuales son de 25 ° y más (por encima de la tierra hasta 65 °). La temperatura es negativa durante la mayor parte del año. La imagen general de la variación anual en la temperatura del aire se complica por la influencia de factores, entre los cuales la superficie subyacente es de particular importancia. Por encima de la superficie del agua, el curso de temperatura anual se suaviza, y por encima de la tierra, por el contrario, es más pronunciado. Reduce fuertemente la temperatura anual de nieve y hielo. La altitud del lugar sobre el nivel del océano, el relieve, la lejanía del océano y la cobertura de nubes también influyen. El curso suave de la temperatura anual del aire se ve perturbado por perturbaciones causadas por la intrusión de aire frío o, por el contrario, cálido. Un ejemplo serían los retornos de primavera del clima frío (olas frías), los retornos de calor en otoño, los deshielos de invierno en latitudes templadas.
Distribución de la temperatura del aire en la superficie subyacente.
Si la superficie de la Tierra fuera homogénea, y la atmósfera y la hidrosfera fueran estacionarias, la distribución del calor sobre la superficie de la Tierra se determinaría solo por el influjo de la radiación solar y la temperatura del aire disminuiría gradualmente desde el ecuador hasta los polos, permaneciendo igual en cada paralelo (temperaturas solares). De hecho, las temperaturas promedio anuales del aire están determinadas por el balance de calor y dependen de la naturaleza de la superficie subyacente y del intercambio continuo de calor interlatitudinal, llevado a cabo moviendo el aire y el agua del océano, y por lo tanto difieren significativamente de la solar.
La temperatura media anual real del aire cerca de la superficie terrestre es más baja en las latitudes más bajas y, por el contrario, más alta que la solar. En el hemisferio sur, las temperaturas anuales promedio reales en todas las latitudes son más bajas que en el norte. La temperatura media del aire cerca de la superficie terrestre en el hemisferio norte en enero es de + 8 ° С, en julio de + 22 ° С; en el sur - en julio + 10 ° С, en enero + 17 ° С. Las amplitudes anuales de fluctuaciones en la temperatura del aire, que representan 14 ° para el hemisferio norte, y solo 7 ° para el hemisferio sur, indican una menor continentalidad del hemisferio sur. La temperatura media anual en la superficie de la Tierra en su conjunto es de + 14 ° C.
Si observamos las temperaturas anuales o mensuales promedio más altas en diferentes meridianos y las combinamos, obtenemos la línea máximo térmicotambién llamado a menudo el ecuador térmico. Probablemente sea más correcto considerar el paralelo (círculo latitudinal) con las temperaturas promedio más altas del año o de cualquier mes como el ecuador térmico. El ecuador térmico no coincide con el geográfico y "; desplazado"; al norte Durante el año, se mueve de 20 ° s. w. (en julio) a 0 ° (en enero). Hay varias razones para el desplazamiento del ecuador térmico hacia el norte: la prevalencia de la tierra en las latitudes tropicales del hemisferio norte, el polo frío antártico y, posiblemente, la duración del verano (el verano del hemisferio sur es más corto).
Cinturones térmicos.
Más allá de los límites de las correas térmicas (temperatura), se aceptan isotermas. Hay siete cinturones térmicos:
cinturón calienteubicado entre la isoterma anual + 20 ° de los hemisferios norte y sur, dos zonas templadas limitadas en el ecuador por la isoterma anual + 20 °, desde la isoterma de los polos + 10 ° del mes más cálido;
dos cinturón frioubicado entre la isoterma + 10 ° y el mes más cálido;
dos cinturones de escarchaubicado cerca de los polos y limitado por la isoterma 0 ° del mes más cálido. En el hemisferio norte es Groenlandia y el espacio cerca del polo norte, en el hemisferio sur es un área dentro del paralelo 60 ° sur. w.
Las zonas de temperatura son la base de las zonas climáticas.Dentro de cada zona, se observan grandes variaciones de temperatura dependiendo de la superficie subyacente. En tierra, el efecto del terreno sobre la temperatura es muy grande. El cambio de temperatura con la altura por cada 100 m varía en diferentes zonas de temperatura. El gradiente vertical en la capa kilométrica inferior de la troposfera varía de 0 ° sobre la superficie de hielo de la Antártida a 0,8 ° en verano sobre los desiertos tropicales. Por lo tanto, el método de llevar las temperaturas al nivel del mar usando un gradiente promedio (6 ° / 100 m) a veces puede conducir a errores graves. Un cambio de temperatura con la altura es la razón de la zona climática vertical.
AGUA EN LA ATMÓSFERA
La atmósfera de la Tierra contiene alrededor de 14,000 km 3 de vapor de agua. El agua ingresa a la atmósfera principalmente como resultado de la evaporación de la superficie de la Tierra. En la atmósfera, la humedad se condensa, es transportada por las corrientes de aire y cae nuevamente a la superficie terrestre. Se produce un ciclo constante del agua, posible debido a su capacidad de estar en tres estados (sólido, líquido y vapor) y de transferir fácilmente de un estado a otro.
Humedad característica.
Humedad absolutael contenido en la atmósfera de vapor de agua en gramos por 1 m 3 de aire ("; a";).
Humedad relativala relación entre la elasticidad real del vapor de agua y la elasticidad de saturación, expresada como un porcentaje. La humedad relativa caracteriza el grado de saturación del aire con vapor de agua.
Déficit de humedad- falta de saturación a una temperatura dada:
Punto de rocíola temperatura a la cual el vapor de agua en el aire lo satura.
Evaporación y evaporación.El vapor de agua ingresa a la atmósfera a través de la evaporación desde la superficie subyacente (evaporación física) y la transpiración. El proceso de evaporación física consiste en superar las fuerzas de cohesión moviendo rápidamente las moléculas de agua, en su separación de la superficie y en la transición a la atmósfera. Cuanto mayor es la temperatura de la superficie de evaporación, más rápido es el movimiento de las moléculas y más entran en la atmósfera.
Cuando el aire está saturado con vapor de agua, el proceso de evaporación se detiene.
El proceso de evaporación requiere calor: para la evaporación de 1 g de agua se requieren 597 cal, para la evaporación de 1 g de hielo 80 calorías más. Como resultado, la temperatura de la superficie de evaporación disminuye.
La evaporación del océano en todas las latitudes es mucho mayor que la evaporación de la tierra. Su valor máximo para el océano alcanza los 3000 cm por año. En las latitudes tropicales, las cantidades anuales de evaporación de la superficie del océano son las más grandes y durante el año varía poco. En latitudes templadas, la evaporación máxima del océano es en invierno y en latitudes polares, en verano. La evaporación máxima de la superficie terrestre es de 1000 mm. Sus diferencias en latitudes están determinadas por el balance de radiación y la humedad. En general, en la dirección del ecuador a los polos, de acuerdo con una disminución de la temperatura, disminuye la evaporación.
En ausencia de suficiente humedad en la superficie de evaporación, la evaporación no puede ser grande incluso a altas temperaturas y con un enorme déficit de humedad. Posible evaporación - volatilidad - En este caso es muy grande. Sobre la superficie del agua, la evaporación y la evaporación coinciden. Sobre la tierra, la evaporación puede ser significativamente menor que la evaporación. La evaporación caracteriza la cantidad de posible evaporación de la tierra con suficiente humedad. Variaciones diarias y anuales en la humedad del aire. La humedad cambia constantemente debido a los cambios en la temperatura de la superficie de evaporación y el aire, la relación de los procesos de evaporación y condensación, la transferencia de humedad.
Curso diario de humedad absolutapuede ser simple y doble. El primero coincide con el curso diario de temperatura, tiene un máximo y un mínimo, y es típico en lugares con suficiente humedad. Se puede observar sobre el océano, y en invierno y otoño, sobre tierra. El curso doble tiene dos máximos y dos mínimos y es característico de la tierra. El mínimo de la mañana antes del amanecer se debe a una evaporación muy débil (o incluso a su ausencia) por la noche. Con un aumento en la llegada de la energía radiante del Sol, aumenta la evaporación y la humedad absoluta alcanza un máximo de aproximadamente 9 horas. Como resultado, el desarrollo de la convección, la transferencia de humedad a las capas superiores, ocurre más rápido de lo que ingresa al aire desde la superficie de evaporación, por lo que aparece un segundo mínimo alrededor de 16 horas. Al anochecer, la convección cesa, y la evaporación con la superficie calentada durante el día sigue siendo bastante intensa y la humedad se acumula en las capas inferiores del aire, creando un segundo máximo (tarde) alrededor de 20-21 horas.
El curso anual de humedad absoluta también corresponde al curso anual de temperatura. En verano, la humedad absoluta es mayor, en invierno, la más pequeña. La variación diaria y anual en la humedad relativa es casi en todas partes opuesta a la variación en la temperatura, ya que el contenido máximo de humedad aumenta al aumentar la temperatura más rápido que la humedad absoluta.
El máximo diario de humedad relativa ocurre antes del amanecer, el mínimo, a las 15-16 horas. Durante el año, la humedad relativa máxima, por regla general, cae en el mes más frío, el mínimo en el más cálido. La excepción está en las áreas en que los vientos húmedos soplan del mar en verano y se secan del continente en invierno.
Distribución de humedad.El contenido de humedad en el aire en la dirección del ecuador a los polos generalmente disminuye de 18-20 mb a 1-2. La humedad absoluta máxima (más de 30 g / m 3) se registró sobre el Mar Rojo y en el delta del río. Mekong, el promedio anual más alto (más de 67 g / m 3) - sobre la Bahía de Bengala, el promedio anual más pequeño (aproximadamente 1 g / m 3) y el mínimo absoluto (menos de 0.1 g / m 3) - sobre la Antártida. La humedad relativa con un cambio en la latitud varía relativamente poco: por ejemplo, en las latitudes 0–10 ° representa un máximo del 85%, en las latitudes 30–40 ° –70% y en las latitudes 60–70 ° –80%. Se observa una disminución notable de la humedad relativa solo en latitudes de 30 a 40 ° en los hemisferios norte y sur. La humedad relativa promedio anual más alta (90%) se observó en la desembocadura del Amazonas, la más pequeña (28%) fue en Jartum (Valle del Nilo).
Condensación y sublimación.En el aire saturado con vapor de agua, cuando su temperatura cae hasta el punto de rocío o la cantidad de vapor de agua aumenta en él condensación - el agua de un estado vaporoso pasa al líquido. A temperaturas inferiores a 0 ° C, el agua, sin pasar por el estado líquido, puede volverse sólida. Este proceso se llama sublimación Tanto la condensación como la sublimación pueden ocurrir en el aire en los núcleos de condensación, en la superficie de la tierra y en la superficie de varios objetos. Cuando la temperatura del aire que se enfría desde la superficie subyacente alcanza el punto de rocío, el rocío, la escarcha, los depósitos líquidos y duros, y las heladas se congelan desde la superficie fría.
Rocíolas gotas más pequeñas de agua, a menudo fusionándose. Suele aparecer por la noche en la superficie, en las hojas de las plantas, enfriado como resultado de la radiación de calor. En latitudes templadas, el rocío da 0.1-0.3 mm por noche y 10-50 mm de humedad por año.
Escarcha -precipitado blanco sólido. Se forma en las mismas condiciones que el rocío, pero a una temperatura inferior a 0 ° (sublimación). Cuando se forma rocío, se libera calor latente, cuando se forma escarcha, el calor, por el contrario, se absorbe.
Recubrimiento líquido y duro -una película delgada de agua o hielo se formó en superficies verticales (paredes, postes, etc.) cuando el clima frío cambia a cálido como resultado del contacto del aire húmedo y cálido con una superficie enfriada.
Rima -sedimento blanco suelto que se deposita en los árboles, alambres y esquinas de los edificios por el aire saturado con humedad a una temperatura muy por debajo de 0 ° .Una capa continua de hielo denso en la superficie de la tierra y varios objetos que aparecen cuando caen gotas de lluvia o niebla sobreenfriadas en una superficie enfriada por debajo de 0 °, llamado glaseadoPor lo general, se forma en otoño y primavera a una temperatura de 0 °, -5 °.
La acumulación de productos de condensación o sublimación (gotas de agua, cristales de hielo) en las capas superficiales de aire se llama la nieblao brumaLa niebla y la neblina varían en tamaño de gota y causan diversos grados de visibilidad reducida. En la niebla, la visibilidad es de 1 km o menos; en la bruma, más de 1 km. Cuando las gotas se agrandan, la bruma puede convertirse en niebla. La evaporación de la humedad de la superficie de las gotas puede causar la transición de la niebla a la bruma.
Si se produce condensación (o sublimación) de vapor de agua a cierta altura sobre la superficie, las nubes Se diferencian de la niebla en su posición en la atmósfera, estructura física y variedad de formas. La aparición de nubes se asocia principalmente con el enfriamiento adiabático del aire ascendente. Al elevarse y al mismo tiempo enfriarse gradualmente, el aire alcanza el límite en el que su temperatura es igual al punto de rocío. Este borde se llama nivel de condensaciónArriba, en presencia de núcleos de condensación, comienza la condensación del vapor de agua y pueden formarse nubes. Por lo tanto, el límite inferior de las nubes casi coincide con el nivel de condensación. El límite superior de las nubes está determinado por el nivel de convección, los límites de la distribución de las corrientes de aire ascendentes. A menudo coincide con las capas de retención.
A grandes altitudes, donde la temperatura del aire ascendente es inferior a 0 °, aparecen cristales de hielo en la nube. La cristalización generalmente ocurre a una temperatura de -10 ° С, -15 ° С. No hay un límite definido entre la ubicación de los elementos líquidos y sólidos en la nube; existen capas de transición poderosas. Las gotas de agua y los cristales de hielo que forman la nube son transportados hacia arriba por las corrientes ascendentes y vuelven a caer bajo la influencia de la gravedad. Al caer por debajo del límite de condensación, las gotas pueden evaporarse. Dependiendo de la prevalencia de ciertos elementos, las nubes se dividen en agua, hielo, mezcladas.
Agualas nubes están formadas por gotas de agua. A una temperatura negativa, las gotas en la nube se sobreenfrían (hasta -30 ° C). El radio de las gotas suele ser de 2 a 7 micras, raramente hasta 100 micras. En 1 cm 3 de una nube de agua, varios cientos de gotas.
Heladolas nubes están compuestas de cristales de hielo.
Mezcladocontienen simultáneamente gotas de agua de diferentes tamaños y cristales de hielo. En la estación cálida, las nubes de agua surgen principalmente en las capas inferiores de la troposfera, mezcladas, en el medio, hielo, en la parte superior. La clasificación internacional moderna de las nubes se basa en su separación en altura y apariencia.
En apariencia y altura, las nubes se dividen en 10 géneros:
I familia (nivel superior):
1er tipo. Cirrus (C) -nubes suaves, separadas, fibrosas o filiformes, sin "sombras", generalmente blancas, a menudo brillantes.
2do tipo. Cirrocúmulo (Cc) -capas y crestas de copos transparentes y bolas sin sombras.
3er tipo. Cirrostratus (Cs) - velo delgado, blanco y translúcido.
Todas las nubes del nivel superior están heladas.
II familia (nivel medio):
4to tipo. Altocúmulos(Ac) - capas o crestas de platos y bolas blancas, ejes. Consiste en pequeñas gotas de agua.
5to tipo. Muy capas(Como) - cubierta gris lisa o ligeramente ondulada. Relacionarse con nubes mixtas.
III familia (nivel inferior):
6to tipo. Cúmulo en capas (Sс) - capas y crestas de bloques y ejes de color gris. Consiste en gotas de agua.
7mo tipo. En capas(St) - mortaja de nubes grises. Por lo general, estas son nubes de agua.
8vo tipo. Lluvia en capas(Ns) - capa gris sin forma. A menudo "; estas nubes van acompañadas de lluvia y desgarros subyacentes (Fn),
Nubes de lluvia mixtas.
Familia IV (nubes de desarrollo vertical):
Noveno tipo. Cúmulo(Si) -densos palos de nubes y montones con una base casi horizontal. Las nubes cúmulos son agua Las nubes cúmulos con bordes rasgados se llaman cúmulos rasgados. (Fc).
10mo tipo. Cumulonimbus(Sv) -palos densos, desarrollados verticalmente, en la parte inferior del agua, en la parte superior del hielo.
La naturaleza y la forma de las nubes están determinadas por los procesos que causan el enfriamiento del aire y conducen a la formación de nubes. Como resultado convecciondesarrollándose al calentar una superficie no homogénea, se forman cúmulos (familia IV). Difieren dependiendo de la intensidad de la convección y de la posición del nivel de condensación: cuanto más intensa sea la convección, cuanto mayor sea su nivel, mayor será el espesor vertical de las nubes cúmulos.
Cuando las masas de aire cálido y frío se encuentran, el aire cálido siempre tiende a elevarse en el frío. Cuando se eleva como resultado del enfriamiento adiabático, se forman nubes. Si el aire caliente se eleva lentamente a lo largo de una interfaz ligeramente inclinada (1-2 km a una distancia de 100-200 km) entre las masas cálidas y frías (proceso de deslizamiento hacia arriba), se forma una capa de nubes continua que se extiende cientos de kilómetros (700-900 km). Surge un sistema de nubes característico: las nubes de lluvia desgarradas a menudo se encuentran debajo (Fn), lluvia en capas sobre ellos (Ns), más alto - muy capas (Como), cirrostratus (Cs) y cirros (C)
En el caso en que el aire frío es empujado enérgicamente por el aire frío que fluye debajo de él, se forma otro sistema de nubes. Dado que las capas superficiales de aire frío se mueven más lentamente que las capas suprayacentes debido a la fricción, la interfaz en su parte inferior se dobla abruptamente, el aire cálido se eleva casi verticalmente y aparecen nubes de cumulonimbos en ella. (Cb)Si se observa un deslizamiento ascendente de aire cálido sobre aire frío arriba, se desarrollan lluvias en capas, nubes de capas altas y cirrostratos (como en el primer caso). Si cesa el deslizamiento hacia arriba, no se formarán nubes.
Las nubes que se forman cuando el aire caliente se eleva en el frío se llaman frontalSi el aumento del aire es causado por su fuga en las laderas de montañas y colinas, las nubes formadas en este caso se llaman orográficoEn el límite inferior de la capa de inversión, que separa las capas de aire más densas y menos densas, surgen olas de varios cientos de metros de largo y 20-50 metros de altura.En las crestas de estas olas, donde el aire se eleva y se enfría, se forman nubes; En las depresiones entre las crestas, no se produce la formación de nubes. Esto crea largas tiras paralelas o ejes nubes onduladasDependiendo de la altura de su ubicación, son cúmulos altos o cúmulos de estratocúmulos.
Si ya había nubes en la atmósfera antes de que apareciera el movimiento de las olas, se condensan en las crestas de las olas y la densidad disminuye en las depresiones. El resultado es una alternancia frecuentemente observada de bandas de nubes más oscuras y brillantes. Con la mezcla turbulenta de aire en un espacio considerable, por ejemplo, como resultado del aumento de la fricción en la superficie cuando se mueve de mar a tierra, se forma una capa de nubes, que difiere en diferentes potencias en diferentes partes e incluso se rompe. La pérdida de calor por radiación en la noche en invierno y otoño provoca la formación de nubes en el aire con un alto contenido de vapor de agua. Dado que este proceso se desarrolla con calma y de manera continua, una capa continua de nubes se derrite durante el día.
TormentaEl proceso de formación de nubes siempre va acompañado de electrificación y acumulación de cargas gratuitas en las nubes. La electrificación se observa incluso en pequeños cúmulos, pero es especialmente intensa en poderosas nubes de cumulonimbos de desarrollo vertical con baja temperatura en la parte superior (t
Entre porciones de la nube con diferentes cargas o entre la nube y la tierra, se producen descargas eléctricas: rayoseguido por truenoEsta es una tormenta eléctrica. La duración de una tormenta eléctrica es un máximo de varias horas. Alrededor de 2,000 tormentas eléctricas ocurren en la Tierra cada hora. Las condiciones favorables para la aparición de tormentas eléctricas son la convección fuerte y el alto contenido de agua de las nubes. Por lo tanto, las tormentas eléctricas sobre tierra en latitudes tropicales (hasta 150 días al año con tormentas eléctricas) son especialmente frecuentes, en latitudes templadas sobre tierra con tormentas eléctricas 10-30 días al año, sobre el mar - 5-10. Las tormentas eléctricas son muy raras en las regiones polares.
Fenómenos de luz en la atmósfera.Como resultado de la reflexión, la refracción y la difracción de los rayos de luz en gotas y cristales de hielo de nubes, halo, coronas y arcoiris surgen.
Halo - Estos son círculos, arcos, puntos de luz (soles falsos), coloreados e incoloros, que ocurren en las nubes heladas del nivel superior, a menudo en cirrostratus. La diversidad del halo depende de la forma de los cristales de hielo, su orientación y movimiento; la altura del sol sobre el horizonte es importante.
Coronas de floresanillos claros y ligeramente coloreados que rodean el sol o la luna que brillan a través de delgadas nubes de agua. La corona puede ser una adyacente a la luminaria (halo), y puede haber varios "anillos adicionales", separados por espacios. Cada corona tiene un lado interno hacia la estrella, azul, el lado externo es rojo. La razón de la aparición de coronas es la difracción de la luz cuando pasa entre las gotas y los cristales de la nube. El tamaño de la corona depende del tamaño de las gotas y los cristales: cuanto más grandes son las gotas (cristales), más pequeña es la corona y viceversa. Si se produce un agrandamiento de los elementos de la nube en la nube, el radio de la corona disminuye gradualmente, mientras que reduce el tamaño de los elementos de la nube (evaporación), aumenta. Grandes coronas blancas alrededor del Sol o la Luna, "soles falsos", los pilares son signos de buen clima.
Arcoirisvisible sobre un fondo de nubes iluminadas por el sol desde donde caen las gotas de lluvia. Es un arco brillante, pintado en colores espectrales: el borde exterior del arco es rojo, el interior es púrpura. Este arco es parte de un círculo, cuyo centro está conectado por "; axis"; (una línea recta) con el ojo del observador y con el centro del disco solar. Si el Sol está bajo sobre el horizonte, el observador ve la mitad del círculo, si sale el Sol, el arco se vuelve más pequeño, ya que el centro del círculo cae debajo del horizonte. A una altura del sol\u003e 42 °, el arco iris no es visible. Desde el avión puedes ver el arco iris en forma de círculo casi completo.
Además del arco iris principal, hay secundarios, ligeramente coloreados. Un arco iris se forma por la refracción y el reflejo de la luz solar en gotas de agua. Los rayos que caen sobre las gotas emergen de las gotas como si fueran divergentes, coloreados, y tal observador los ve. Cuando los rayos se refractan en una gota dos veces, aparece un arco iris secundario. El color del arco iris, su ancho, el tipo de arcos secundarios dependen del tamaño de las gotas. Las gotas grandes dan un arco iris menos ancho pero más brillante; Con la reducción de las gotas, el arco iris se ensancha, sus colores se vuelven borrosos; con gotas muy pequeñas es casi blanco. Los fenómenos de luz en la atmósfera causados \u200b\u200bpor cambios en el haz de luz bajo la influencia de gotas y cristales nos permiten juzgar la estructura y el estado de las nubes y pueden usarse en predicciones meteorológicas.
Cubierta de nubes, variación diaria y anual, distribución de nubes.
Nubosidad - el grado de cobertura de nubes del cielo: 0 - cielo despejado, 10 - nublado, 5 - la mitad del cielo está cubierto de nubes, 1 - las nubes cubren 1/10 del cielo, etc. Para calcular la nubosidad promedio, también se usan décimas de unidad, por ejemplo: 0.5 5.0, 8.7, etc. En la nubosidad diurna sobre la tierra, se encuentran dos máximos: temprano en la mañana y en la tarde. Por la mañana, una disminución de la temperatura y un aumento de la humedad relativa contribuyen a la formación de nubes en capas; en la tarde, aparecen cúmulos debido al desarrollo de la convección. En verano, el máximo diario es más fuerte que la mañana. En invierno, prevalecen las nubes en capas y la máxima cobertura de nubes ocurre en las horas de la mañana y de la noche. Sobre el océano, la cubierta de nubes diaria es lo contrario de la superficie terrestre: la máxima cobertura de nubes ocurre en la noche, la mínima en el día
La cobertura anual de nubes es muy diversa. En latitudes bajas, la capa de nubes no cambia significativamente durante el año. En los continentes, el desarrollo máximo de las nubes de convección ocurre en el verano. La máxima nubosidad del verano se observa en el desarrollo de los monzones, así como sobre los océanos en latitudes altas. En general, la zonificación es notable en la distribución de la nubosidad en la Tierra, principalmente debido al movimiento predominante del aire: su ascenso o descenso. Se observan dos máximos: por encima del ecuador en relación con poderosos movimientos ascendentes de aire húmedo y por encima de 60-70 ° sy s.sh. en relación con el aumento del aire en los ciclones que prevalecen en latitudes templadas. Sobre la tierra, la nubosidad es menor que sobre el océano, y su zonalidad es menos pronunciada. Los mínimos de nubes se limitan a 20-30 °. y con w. y a los polos; están asociados con bajar el aire.
La cobertura de nubes anual promedio para toda la Tierra es 5.4; sobre tierra 4.9; sobre el océano 5.8. La nubosidad media anual mínima se observa en Asuán (Egipto) 0.5. La máxima cobertura anual promedio de nubes (8.8) se observó en el Mar Blanco; Las regiones del norte de los océanos Atlántico y Pacífico y la costa de la Antártida se caracterizan por una gran cobertura de nubes.
Las nubes juegan un papel muy importante en la envoltura geográfica. Llevan humedad, la precipitación se asocia con ellos. La capa de nubes refleja y dispersa la radiación solar y al mismo tiempo retrasa la radiación térmica de la superficie terrestre, regulando la temperatura de las capas inferiores del aire: sin nubes, las fluctuaciones de temperatura del aire serían muy agudas.
Precipitacion La precipitación atmosférica es agua que ha caído a la superficie desde la atmósfera en forma de lluvia, llovizna, grañones, nieve, granizo. La precipitación cae principalmente de las nubes, pero no todas las nubes producen precipitación. Las gotas de agua y los cristales de hielo en la nube son muy pequeños, son fácilmente retenidos por el aire e incluso las corrientes ascendentes débiles los transportan. Para la formación de precipitaciones, se requiere la ampliación de los elementos de la nube para que puedan superar las corrientes crecientes y la resistencia del aire. La ampliación de algunos elementos de la nube ocurre debido a otros, en primer lugar, como resultado de la fusión de las gotas y la cohesión de los cristales, y en segundo lugar, y esto es lo más importante, como resultado de la evaporación de algunos elementos de la nube, la transferencia difusa y la condensación del vapor de agua en otros.
La colisión de gotas o cristales ocurre durante movimientos aleatorios (turbulentos) o cuando caen a diferentes velocidades. El proceso de fusión se ve impedido por una película de aire en la superficie de las gotas, lo que hace que las gotas reboten, así como las cargas eléctricas del mismo nombre. El crecimiento de algunos elementos de la nube debido a otros debido al transporte difuso del vapor de agua es especialmente intenso en nubes mixtas. Dado que el contenido máximo de humedad sobre el agua es mayor que sobre el hielo, para los cristales de hielo en una nube, el vapor de agua puede saturar el espacio, mientras que para las gotas de agua no se saturará. Como resultado, las gotas comienzan a evaporarse y los cristales crecen rápidamente debido a la condensación de humedad en su superficie.
Si hay gotas de diferentes tamaños en la nube de agua, comienza el movimiento del vapor de agua hacia gotas más grandes y su crecimiento. Pero como este proceso es muy lento, caen gotas muy pequeñas (0.05-0.5 mm de diámetro) de las nubes de agua (en capas, cúmulos). Las nubes, de estructura uniforme, generalmente no producen precipitación. Condiciones particularmente favorables para la ocurrencia de precipitaciones en las nubes de desarrollo vertical. Las gotas de agua están en la parte inferior de dicha nube, los cristales de hielo están en la parte superior y las gotas y cristales sobreenfriados están en la zona intermedia.
En casos raros, en presencia de una gran cantidad de núcleos de condensación en aire muy húmedo, se puede observar la precipitación de gotas de lluvia individuales sin nubes. Las gotas de lluvia tienen un diámetro de 0.05 a 7 mm (un promedio de 1.5 mm), gotas más grandes se rompen en el aire. Gotas con un diámetro de hasta 0,5 mm. llovizna
Las gotas de llovizna en los ojos son imperceptibles. La lluvia real es mayor, cuanto más fuertes son las corrientes de aire ascendentes superadas por las gotas que caen. A una velocidad del aire de 4 m / s, las gotas con un diámetro de al menos 1 mm caen sobre la superficie de la tierra: incluso las gotas más grandes no pueden superar las corrientes ascendentes a una velocidad de 8 m / s. La temperatura de las gotas de lluvia que caen es siempre ligeramente más baja que la temperatura del aire. Si los cristales de hielo que caen de la nube no se derriten en el aire, la precipitación sólida (nieve, granos, granizo) cae sobre la superficie.
Copos de nieveson cristales de hielo hexagonales con rayos formados durante el proceso de sublimación. Los copos de nieve húmedos se unen para formar copos de nieve. Los granos de nieve sonesferocristales que surgen del crecimiento aleatorio de cristales de hielo en condiciones de alta humedad relativa (más del 100%). Si la grupa de nieve está cubierta con una fina capa de hielo, se convierte en grupa de hielo
Granizocae en la estación cálida de poderosas nubes cumulonimbus . Por lo general, el granizo es de corta duración. Los granizos se forman como resultado del movimiento repetido de granos de hielo en la nube hacia arriba y hacia abajo. Al caer, los granos caen en la zona de gotas de agua sobreenfriadas y se cubren con una capa de hielo transparente; luego se elevan nuevamente en la zona de cristales de hielo y se forma una capa opaca de pequeños cristales en su superficie.
El granizo tiene un núcleo de nieve y una serie de capas de hielo transparentes y opacas que se alternan. El número de conchas y el tamaño de los granizos dependen de cuántas veces se levantó y cayó en la nube. Muy a menudo, los gradientes con un diámetro de 6-20 mm se caen, a veces también se encuentran otros mucho más grandes. Por lo general, el granizo cae en latitudes templadas, pero el granizo más intenso cae en los trópicos. En las regiones polares, el granizo no cae.
La cantidad de precipitación se mide por el grosor de la capa de agua en milímetros, que podría formarse como resultado de su precipitación en una superficie horizontal en ausencia de evaporación y filtración en el suelo. Según la intensidad (el número de milímetros de precipitación en 1 minuto), la precipitación se divide en débil, moderada y fuerte. La naturaleza de la precipitación depende de las condiciones de su formación.
Fuertes lluviascaracterizados por la uniformidad y la duración, generalmente caen en forma de lluvia de nubes de lluvia en capas.
Fuertes lluviascaracterizado por un cambio rápido en intensidad y corta duración. Caen de nubes cúmulos en forma de lluvia, nieve, a veces lluvia y granizo. Se observaron duchas separadas con una intensidad de hasta 21,5 mm / min (islas hawaianas).
Lloviznacaerse de capas y cúmulos. Las gotas que las forman (durante el tiempo frío, los cristales más pequeños) son apenas visibles y parecen estar suspendidas en el aire.
La precipitación diaria coincide con la capa de nubes diaria. Se distinguen dos tipos de precipitación diaria: continental y marina (costera). Tipo continentaltiene dos máximos (en la mañana y en la tarde) y dos mínimos (en la noche y antes del mediodía). Tipo marino- un máximo (por la noche) y uno mínimo (durante el día). El curso anual de precipitación varía en diferentes zonas latitudinales y en diferentes partes de la misma zona. Depende de la cantidad de calor, condiciones térmicas, movimiento del aire, distribución de agua y tierra, y en gran medida de la topografía. Toda la diversidad de la precipitación anual no se puede reducir a varios tipos, pero se pueden observar los rasgos característicos de las diferentes latitudes, lo que nos permite hablar sobre su zonalidad. Las latitudes ecuatoriales se caracterizan por dos estaciones lluviosas (después de los equinoccios), separadas por dos estaciones secas. Hacia los trópicos, se producen cambios en el régimen anual de precipitaciones, expresado en la convergencia de las estaciones húmedas y su fusión cerca de los trópicos en una estación con fuertes lluvias, que dura 4 meses al año. En las latitudes subtropicales (35-40 °) también hay una estación lluviosa, pero cae en invierno. En latitudes templadas, el curso anual de precipitación varía sobre el océano, el interior de los continentes y las costas. La precipitación de invierno prevalece sobre el océano, la precipitación de verano prevalece sobre los continentes. La precipitación de verano es típica de las latitudes polares. En cada caso, el curso anual de precipitación puede explicarse solo teniendo en cuenta la circulación atmosférica.
La precipitación es más abundante en las latitudes ecuatoriales, donde su cantidad anual supera los 1000-2000 mm. En las islas ecuatoriales del Océano Pacífico, caen hasta 4000-5000 mm por año, y en las laderas de barlovento de las montañas de las islas tropicales de hasta 10,000 mm. La causa de las fuertes lluvias son las poderosas corrientes convectivas del aire muy húmedo. Al norte y al sur de las latitudes ecuatoriales, la cantidad de precipitación disminuye, alcanzando un mínimo cerca del paralelo de 25-35 °, donde su cantidad promedio anual no es más de 500 mm. En el interior de los continentes y en las costas occidentales, las lluvias no caen en lugares durante varios años. En latitudes templadas, la cantidad de precipitación aumenta nuevamente y promedia 800 mm por año; en la parte interior de los continentes son menores (500, 400 e incluso 250 mm por año); en las orillas del océano más (hasta 1000 mm por año). A altas latitudes, bajas temperaturas y baja humedad en el aire, precipitación anual
La precipitación media anual máxima cae en Cherrapunji (India) - alrededor de 12,270 mm. La precipitación anual más grande allí es de aproximadamente 23,000 mm, la más pequeña, más de 7,000 mm. La precipitación anual promedio mínima registrada es en Aswan (0).
La cantidad total de precipitación que cae sobre la superficie de la Tierra en un año puede formar una capa continua de hasta 1000 mm de altura.
Cubierta de nieveLa capa de nieve se forma debido a la nieve que cae sobre la superficie de la tierra en condiciones lo suficientemente bajas como para mantener su temperatura. Se caracteriza por su altura y densidad.
La altura de la capa de nieve, medida en centímetros, depende de la cantidad de precipitación que cae por unidad de superficie, de la densidad de la nieve (relación masa / volumen), de la topografía, de la cubierta vegetal y también del viento que mueve la nieve. En latitudes templadas, la altura habitual de la capa de nieve es de 30-50 cm. Su altura más alta en Rusia se observa en la cuenca del medio Yenisei, alcanza los 110 cm. En las montañas, puede alcanzar varios metros.
Con un gran albedo y una gran radiación, la capa de nieve ayuda a bajar la temperatura de las capas superficiales del aire, especialmente en climas despejados. Las temperaturas mínimas y máximas del aire sobre la capa de nieve son más bajas que en las mismas condiciones, pero en su ausencia.
En las regiones polares y alpinas, la capa de nieve es constante. En latitudes templadas, la duración de su ocurrencia varía según las condiciones climáticas. La capa de nieve que persiste durante un mes se llama sostenible. Dicha capa de nieve se forma anualmente en la mayor parte de Rusia. En el extremo norte, dura 8-9 meses, en las regiones centrales, 4-6, a orillas del mar de Azov y el mar Negro, la capa de nieve es inestable. El derretimiento de la nieve es causado principalmente por la exposición al aire caliente proveniente de otras áreas. Bajo la influencia de la luz solar, alrededor del 36% de la capa de nieve se derrite. Ayuda a derretir la lluvia cálida. La nieve contaminada se derrite más rápido.
La nieve no solo se derrite, sino que también se evapora en aire seco. Pero la evaporación de la capa de nieve es menos importante que la fusión.
HidratantePara evaluar las condiciones de humectación de la superficie, es completamente insuficiente saber solo la cantidad de precipitación. Con la misma cantidad de precipitación, pero con diferente volatilidad, las condiciones de humidificación pueden ser muy diferentes. Para caracterizar las condiciones de uso de humidificación coeficiente de humidificación (K),representando la proporción de precipitación (r)a la evaporación (Comer)por el mismo periodo
La humidificación generalmente se expresa como un porcentaje, pero puede expresarse en fracciones. Si la cantidad de precipitación es menor que la volatilidad, es decir Amenos del 100% (o Amenos de 1), humedad insuficiente. En Amás del 100% de hidratación puede ser excesiva, a K \u003d 100% normal. Si K \u003d 10% (0.1) o menos del 10%, hablan de humedad insignificante.
En semi-desiertos, K es 30%, pero 100% (100-150%).
En un año, un promedio de 511 mil km 3 de precipitación cae sobre la superficie de la tierra, de los cuales 108 mil km 3 (21%) caen en tierra, el resto en el océano. Casi la mitad de todas las precipitaciones caen entre 20 ° C. w. y 20 ° s. w. Las regiones polares representan solo el 4% de la precipitación.
En promedio, se evapora tanta agua de la superficie de la Tierra por año como cae sobre ella. El principal "; fuente"; La humedad en la atmósfera es el océano en latitudes subtropicales, donde el calentamiento de la superficie crea las condiciones para la evaporación máxima a una temperatura dada. En las mismas latitudes en tierra, donde la evaporación es grande, pero no hay nada que evaporar, surgen áreas de drenaje y desiertos. Para el océano en su conjunto, el balance hídrico es negativo (evaporación más precipitación), en tierra positiva (evaporación menos precipitación). El equilibrio general se nivela a través de la escorrentía, el excedente; agua de la tierra al océano.
modo ambiente La Tierra se explora como ... impacto en la radiación y térmicamodoambiente, determinando el clima y ... superficie. La mayor parte de térmica la energía que se pone el ambienteproviene de subyacentesuperficie ...
El balance de calor determina la temperatura, su magnitud y el cambio en la superficie que se calienta directamente con los rayos del sol. Cuando se calienta, esta superficie transfiere calor (en el rango de longitud 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 térmico se observa al mediodía. Una excepción es la máxima transferencia de calor en el suelo 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 de la superficie, seca y desprovista de vegetación, en un día despejado, el máximo ocurre después de 14 horas, y al menos, alrededor de la hora del amanecer. La nubosidad puede interrumpir el curso de la temperatura diurna, causando un cambio en el máximo y el mínimo. La humedad y la vegetación superficial ejercen una gran influencia en el curso de la temperatura.
La temperatura máxima de la superficie durante el día puede ser de +80 ° C y más. Las fluctuaciones diarias alcanzan 40 aproximadamente. Los valores de los valores extremos y las amplitudes de temperatura dependen de la latitud del lugar, la estación, la cubierta de nubes, las propiedades térmicas de la superficie, su color, la rugosidad, la naturaleza de la cubierta vegetal, la orientación de las pendientes (exposición).
La distribución de calor de la superficie activa depende de la composición del sustrato subyacente, y estará determinada por su capacidad de calor y conductividad térmica. En la superficie de los continentes, el sustrato subyacente es el suelo, en los océanos (mares) - agua.
Los suelos generalmente tienen menos capacidad calorífica que el agua y una mayor conductividad térmica. Por lo tanto, se calientan y enfrían más rápido que el agua.
Lleva tiempo transferir calor de una capa a otra, y los momentos de inicio de los valores de temperatura máximos y mínimos 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. La amplitud de las fluctuaciones de temperatura diurnas con profundidad disminuye 2 veces por cada 15 cm. A una profundidad de aproximadamente 1 m en promedio, las fluctuaciones diarias en la temperatura del suelo "se desvanecen". La capa en la que se detienen se llama una capa de temperatura diaria constante.
Cuanto más largo es el período de fluctuaciones de temperatura, más se extienden. Entonces, en las latitudes medias, la capa de temperatura anual constante se encuentra a una profundidad de 19-20 m, a una altura alta, a una profundidad de 25 m, y en latitudes tropicales, donde las amplitudes de temperatura anual son pequeñas, a una profundidad de 5-10 m. Momentos de temperaturas máximas y mínimas durante los años se retrasan en un promedio de 20-30 días por metro.
La temperatura en la capa de temperatura anual constante es cercana a la temperatura anual promedio del aire sobre la superficie.
El agua se calienta más lentamente y emite calor más lentamente. Además, los rayos del sol pueden penetrar a una mayor profundidad, calentando directamente las capas más profundas. La transferencia de calor a la profundidad no se debe tanto a la conductividad térmica molecular, sino en gran medida a la mezcla de agua por un camino turbulento o por corrientes. Al enfriar las capas superficiales de agua, se produce convección térmica, que también se acompaña de mezcla.
Las fluctuaciones diarias de temperatura en la superficie del océano en latitudes altas son en promedio solo 0.1 ° C, en moderado - 0.4 ° C, en tropical - 0.5 ° C. La profundidad de penetración de estas fluctuaciones es de 15-20 m.
Las amplitudes de temperatura anuales en la superficie del océano varían de 1ºС en latitudes ecuatoriales a 10,2ºС en moderadas. Las fluctuaciones anuales de temperatura penetran a una profundidad de 200-300 m.
Los momentos de temperaturas máximas del agua se retrasan en comparación con la tierra. El máximo es de aproximadamente 15-16 horas, al menos, en 2-3 horas después del amanecer. El máximo anual de temperatura en la superficie del océano en el hemisferio norte cae en agosto, el mínimo, en febrero.
Pregunta 7 (atmósfera): el cambio en la temperatura del aire con la altura.La atmósfera consiste en una mezcla de gases llamada aire, en la que se suspenden partículas líquidas y sólidas. La masa total de este último es insignificante en comparación con la masa total de la atmósfera. El aire atmosférico cerca de la superficie terrestre suele ser húmedo. 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 componentes del aire: en la superficie de la tierra, varía entre centésimas de porcentaje y varios por ciento. Esto se explica por el hecho de que, en las condiciones existentes en la atmósfera, el vapor de agua puede pasar a un estado líquido y sólido y, por el contrario, puede ingresar nuevamente a la atmósfera debido a la evaporación de la superficie de la tierra. El aire, como cualquier cuerpo, siempre tiene una temperatura diferente del cero absoluto. La temperatura del aire en cada punto de la atmósfera cambia constantemente; en diferentes lugares de la Tierra al mismo tiempo, también es diferente. Cerca de la superficie de la Tierra, la temperatura del aire varía bastante: sus valores extremos observados hasta ahora son ligeramente inferiores a + 60 ° (en 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 cae a una altura de 10-15 km, luego crece a 50-60 km, luego cae nuevamente, etc. . - GRADIENTE DE TEMPERATURA VERTICAL syn. GRADIENTE DE TEMPERATURA VERTICAL - gradiente de temperatura vertical - cambio de temperatura al aumentar la altitud, tomada por unidad de distancia. Se considera positivo si la temperatura baja con la altura. En el caso opuesto, por ejemplo, en la estratosfera, la temperatura aumenta a medida que aumenta, y luego se forma un gradiente vertical inverso (inverso), al que se le asigna un signo menos. En la troposfera de V. t.a., un promedio de 0.65o / 100 m, pero en algunos casos puede exceder 1o / 100 mo tomar valores negativos con las inversiones de temperatura. En la capa superficial en tierra en la estación cálida, puede ser diez veces mayor. - Proceso adiabático - El proceso adiabático (proceso adiabático) es un proceso termodinámico que ocurre en un sistema sin intercambio de calor con el medio ambiente (), 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 los depósitos aislantes térmicos o recipientes Dewar (depósitos adiabáticos). Cambiar la temperatura de los cuerpos externos no afecta el sistema aislado adiabáticamente, y su energía U solo puede cambiar debido al trabajo realizado por el sistema (o por encima de él). Según la primera ley de la termodinámica, en un proceso adiabático reversible para un sistema homogéneo, donde V es el volumen del sistema, p es presión, y en el caso general, donde aj son parámetros externos, Aj son fuerzas termodinámicas. Según la segunda ley de la termodinámica, la entropía es constante en un proceso adiabático reversible y aumenta en un proceso irreversible. Los procesos muy rápidos en los que el intercambio de calor con el medio ambiente no tiene tiempo de ocurrir, por ejemplo, durante la propagación del sonido, pueden considerarse como un proceso adiabático. La entropía de cada elemento fluido pequeño durante su movimiento con velocidad v permanece constante; por lo tanto, la derivada total de la entropía s, referida a una unidad de masa, es igual a cero (condición de adiabaticidad). Un ejemplo simple de un proceso adiabático es la compresión (o expansión) de gas en un cilindro aislado térmicamente con un pistón aislado térmicamente: con la compresión, la temperatura aumenta, con la expansión disminuye. Otro ejemplo de un proceso adiabático puede ser la desmagnetización adiabática, que se utiliza en el método de enfriamiento magnético. Un proceso adiabático reversible, también llamado isentrópico, se representa en el diagrama de estado como un adiabático (isentrópico). - El aire ascendente, al entrar en un medio enrarecido, se expande, se enfría, y el aire que cae, por el contrario, se calienta debido a la compresión. Tal cambio en la temperatura debido a la energía interna, sin entrada y pérdida de calor, se llama adiabático. Los cambios de temperatura adiabáticos ocurren durante adiabático seco y adiabático húmedo las 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 insaturado seco o húmedo en 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 elevación.
-Inverso en meteorología significa la naturaleza anómala de un cambio en un parámetro en la atmósfera con altitud creciente. Muy a menudo, esto se refiere a la inversión de temperatura, es decir, a 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 superficial que comienzan directamente desde la superficie de la tierra (el espesor de la capa de inversión es de decenas de metros)
2. inversión de temperatura en la atmósfera libre (el espesor de la capa de inversión alcanza cientos de metros)
La inversión de temperatura evita los movimientos verticales del aire y contribuye a la formación de neblina, niebla, smog, nubes, espejismos. La inversión depende en gran medida de las características locales del relieve. El aumento de temperatura en la capa de inversión varía de décimas de grados a 15-20 ° C o más. Las inversiones de temperatura superficial en Siberia oriental y Antártida en invierno tienen el mayor poder.
Boleto
Curso diario de temperatura del aire -cambio en la temperatura del aire durante el día. El curso diario de la temperatura del aire generalmente refleja el curso de la temperatura de la superficie de la tierra, pero los momentos de inicio de los altibajos se retrasan un poco, el máximo se observa a las 14 horas, el mínimo después del amanecer. Las fluctuaciones diarias en la temperatura del aire en invierno son notables hasta una altitud de 0.5 km, en verano hasta 2 km.
Amplitud diaria de la temperatura del aire -la diferencia entre la temperatura máxima y mínima del aire durante el día. La amplitud diaria de la temperatura del aire es mayor en los desiertos tropicales, hasta 40 0, en las latitudes ecuatoriales y templadas, disminuye. La amplitud diaria es menor en invierno y en clima nublado. Sobre la superficie del agua es mucho más pequeño que sobre la tierra; sobre vegetación menos que sobre 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 de temperatura promedio mensual durante el año. La amplitud anual de la temperatura del aire.la diferencia entre las temperaturas máximas mensuales máximas y mínimas. Se distinguen cuatro tipos de variación de temperatura anual; en cada tipo dos subtipos: marina y continental,caracterizado por diferentes amplitudes de temperatura anuales. En ecuatorial En el tipo de variación de temperatura anual, se observan dos máximos pequeños y dos mínimos mínimos. Los máximos vienen después del equinoccio, cuando el sol está en su cenit sobre el ecuador. En el subtipo marino, la amplitud anual de la temperatura del aire es 1-2 0, en el continental 4-6 0. La temperatura es positiva todo el año. En tropicalen el tipo de variación de temperatura anual, se distingue un máximo después del solsticio de verano y un mínimo después del día del solsticio de invierno en el hemisferio norte. En el subtipo marino, la amplitud de temperatura anual es 5 0, en el continental 10-20 0. En moderado En el tipo de variación de temperatura anual, también se observa un máximo después del día del solsticio de verano y un mínimo después del día del solsticio de invierno en el hemisferio norte, en invierno las temperaturas son negativas. Sobre el océano, la amplitud es de 10-15 0, sobre tierra aumenta con la distancia del océano: en la costa-10 0, en el centro del continente, hasta 60 0. En polaren el tipo de curso de temperatura anual, queda un máximo después del día del solsticio de verano y un mínimo después del día del solsticio de invierno en el hemisferio norte, la temperatura es negativa durante la mayor parte del año. La amplitud anual en el mar es de 20-30 0, en tierra-60 0. Los tipos distinguidos reflejan el comportamiento de la temperatura zonal debido a la entrada de radiación solar. La variación anual de la temperatura está muy influenciada por el movimiento de las masas de aire.
Boleto
Isotermas- líneas que conectan puntos en el mapa con las mismas temperaturas.
En verano, los continentes se calientan más, las isotermas sobre la tierra se doblan al costado de los polos.
En el mapa de temperaturas invernales (diciembre en el hemisferio norte y julio en el sur), las isotermas se desvían significativamente de los paralelos. Sobre los océanos, las isotermas se mueven lejos a latitudes altas, formando "lenguas de calor"; por encima de la tierra, las isotermas se desvían hacia el ecuador.
La temperatura media anual del hemisferio norte es +15.2 0 С, y la del sur +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 de Sovetskaya y Vostok, se observó una temperatura de -89.2 0 C. La temperatura mínima en un clima despejado en la Antártida puede caer a -93 0 C. Las temperaturas más altas se observan en los desiertos de la zona tropical, en Trípoli +58 0 C; en California, en el Valle de la Muerte, la temperatura es de +56.7 0.
Los mapas isanomales representativos dan una idea de cuán fuertemente influyen los continentes y los océanos en la distribución de la temperatura. Isanomalslíneas que conectan puntos con las mismas anomalías de temperatura. Las anomalías son desviaciones de las temperaturas reales de la latitud media. Las anomalías son positivas y negativas. Positivo observado en verano sobre continentes calentados
Los trópicos y los círculos polares no pueden considerarse límites válidos. zonas térmicas (sistema de clasificación climática según la temperatura del aire)Dado que una serie de factores influyen en la distribución de la temperatura: la distribución de la tierra y el agua, las corrientes. Las isotermas se aceptan más allá de los límites de los cinturones térmicos. El cinturón caliente se encuentra entre las isotermas anuales de 20 0 С y describe la franja de palmeras silvestres. Los bordes de la zona templada se dibujan a lo largo de la isoterma 10 0 Desde el mes más cálido. En el hemisferio norte, la frontera coincide con la propagación de la tundra forestal. El límite del cinturón frío pasa a lo largo de la isoterma 0 0 Desde el mes más cálido. Cinturones de escarcha se encuentran alrededor de los polos.
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