Тепловий режим земної поверхні і атмосфери. Тепловий режим атмосфери і земної поверхні тепловий режим земної поверхні і повітря

B - радий. Баланс, Р- тепло отримане при молек. теплообміні з поверхонь. Землі. Len - получ від конденсації. волога.

Тепловий баланс атмосфери:

B - радий. Баланс, Р- витрати тепла на молек. теплообмін з нижніми шарами атмосфери. Gn - витрати тепла на молек. теплообмін з нижніми шарами грунту Len - витрати тепла на випаровування вологи.

Решта по карті

10) Тепловий режим підстильної поверхні:

Поверхня яка безпосередньо нагрівається сонячними променями і віддає тепло нижчого верствам грунту і повітря називають діяльний поверхнею.

Температура діяльної поверхні визначається тепловим балансом.

Добовому ході температур діяльної поверхні максимально надходить 13 годин, мінімально температура близько моменту сходу сонця. максим. і мінім. температури протягом доби можуть зміщуватися через хмарність, вологості грунту і растітельногопокрова.

Значення тепрератури залежить:

1. Від географічної широти місцевості
2. Від пори року
3. Про хмарності
4. Від теплових властивостей поверхні
5. від рослинності
6. Від експозиції схилів

У річному ході температур максимально в середніх і високих шроту в північній півкулі спостерігається в липні, а мінімальні в січні. У низьких широтах річні амплітуди коливання температур невеликі.

Розподіл температури в глиб залежить від теплоємності і її теплопровідності на передачу тепла від шару до шару потрібен час, на кожні 10 метрів послідовному нагріванні шарів кожен шар поглинає частину тепла, тому чим глибше шар тим менше тепла він отримує, і тим менше в ньому коливання температур в середньому на глибині 1 м. добові коливання температу преклащаются, річні коливання в низьких широтах закінчуються на глибині 5-10 м. в середніх широтах до 20 м. в високих 25 м. Шар грунту на котрому практично закінчуються коливання температур зв. Шаром постійних температур, шар грунту який розташований між діяльної поверхнею і шаром постійних температурназивают діяльним шаром.

Особливостями розпод. Температури в землі займався Фур'є, він сформулював закони поширення тепла в почвеілі «закони Фур'є»:

1))). Чим більше щільність і вологість грунту тим краще вона проводить тепло, тим швидше швидше розпод в глибину і тим глибше проникає тепло. Температура не залежить від типів грунтів. Період коливання з глибиною не змінюється

2))). Зростання глибини в арифметичній прогресії призводить до зменшення амплітуди температур в прогресії геометричної.

3))) Терміни настання максимальних і мінімальних температур як в добовому так і в річному ході температур загасають з глибиною паралельно зі збільшенням глибини.

11.Нагрівання атмосфери. Адвекція ..Основним джерелом життя і багатьох природних процесів на Землі є промениста енергія Сонця, або енергія сонячної радіації. Кожну хвилину на Землю надходить 2,4 x 10 18 кал енергії Сонця, але це лише одна двохмільярдний її частина. Розрізняють пряму радіацію (безпосередньо приходить від Сонця) і розсіяну (випромінюється частинками повітря в усіх напрямках). Їх сукупність, що надходить на горизонтальну поверхню, називають сумарною радіацією. Річна величина сумарної радіації залежить перш за все від кута падіння на земну поверхню сонячних променів (який визначається географічною широтою), від прозорості атмосфери і тривалості освітлення. В цілому сумарна радіація зменшується від екваторіально-тропічних широт до полюсів. Вона максимальна (близько 850 Дж / см 2 в рік, або 200 ккал / см 2 в рік) - в тропічних пустелях, Де пряма сонячна радіація через великої висоти Сонця і безхмарного неба найбільш інтенсивна.

Сонце в основному нагріває поверхню Землі, від неї нагрівається повітря. Тепло передається повітрю шляхом випромінювання і теплопровідності. нагріте від земної поверхні повітря розширюється і піднімається вгору - так утворюються конвективні струми. Здатність земної поверхні відбивати сонячні промені називається альбедо: сніг відбиває до 90% сонячної радіації, пісок - 35%, а волога поверхня ґрунту близько 5%. Та частина сумарної радіації, яка залишається після витрати її на відображення і на теплове випромінювання від земної поверхні, називається радіаційним балансом (залишкової радіацією). Радіаційний баланс закономірно зменшується від екватора (350 Дж / см 2 в рік, або близько 80 ккал / см 2 в рік) до полюсів, де він близький до нуля. Від екватора до субтропіків (сорокові широти) радіаційний баланс протягом усього року позитивний, в помірних широтах взимку - негативний. Температура повітря також убуває до полюсів, що добре відображають ізотерми - лінії, що з'єднують точки з однаковою температурою. Ізотерми найтеплішого місяця є межами семи теплових поясів. жаркий пояс обмежують ізотерми +20 ° c до +10 ° c простягаються два помірних полюса, від +10 ° c до 0 ° c - холодні. Дві приполярні області морозу оконтуриваются нульовий изотермой - тут льоди і снігу практично не тануть. До 80 км простягається мезосфера, в якій щільність повітря в 200 разів менше, ніж у поверхні, а температура знову знижується з висотою (до -90 °). Далі слід складається з заряджених частинок іоносфера (тут виникають полярні сяйва), інше свою назву - термосфера - ця оболонка отримала через надзвичайно високих температур (до 1500 °). Шари вище 450 км деякі вчені називають екзосфери, звідси частки вислизають в космічний простір.

Атмосфера оберігає Землю від надмірного перегрівання днем \u200b\u200bі охолодження вночі, захищає все живе на Землі від ультрафіолетової сонячної радіації, метеоритів, корпускулярних потоків і космічних променів.

адвекція - переміщення повітря в горизонтальному напрямку і перенесення разом з ним його властивостей: температури, вологості та інших. У цьому сенсі говорять, наприклад, про адвекции тепла і холоду. Адвекція холодних і теплих, сухих і вологих повітряних мас відіграє важливу роль в метеорологічних процесах і тим самим впливає на стан погоди.

Конвекція - явище переносу теплоти в рідинах, газах або сипких середовищах потоками самої речовини (неважливо, вимушено або мимоволі). Існує т. Н. природна конвекція, Яка виникає в речовині мимовільно при його нерівномірному нагріванні в поле тяжіння. При такій конвекції, нижні шари речовини нагріваються, стають легше і спливають вгору, а верхні шари, навпаки, остигають, стають важчими і занурюються вниз, після чого процес повторюється знову і знову. При деяких умовах процес перемішування самоорганізується в структуру окремих вихорів і виходить більш-менш правильна решітка з конвекційних осередків.

Розрізняють ламінарними і турбулентну конвекцію.

Природної конвекції зобов'язані багато атмосферні явища, в тому числі, утворення хмар. Завдяки тому ж явищу рухаються тектонічні плити. Конвекція відповідальна за появу гранул на Сонце.

адіабатичний процес- зміна термодинамічної стану повітря, що протікає адіабатично (ізентро-пическое), т. е. без обміну теплом між ним і середовищем (земною поверхнею, космосом, іншими масами повітря).

12. інверсії температури в атмосфері, підвищення температури повітря з висотою замість звичайного для тропосфери її убування. інверсії температури зустрічаються і в земної поверхні (приземні інверсії температури), І у вільній атмосфері. приземні інверсії температури найчастіше утворюються в безвітряні ночі (взимку іноді і вдень) в результаті інтенсивного випромінювання тепла земною поверхнею, що призводить до охолодження як її самої, так і прилеглого шару повітря. товщина приземних інверсії температури складає десятки - сотні метрів. Збільшення температури в инверсионном шарі коливається від десятих доль градусів до 15-20 ° С і більше. Найбільш потужні зимові приземні інверсії температури в Східному Сибіру і в Антарктиді.
У тропосфері, вище приземного шару, інверсії температури частіше утворюються в антициклонах завдяки осідання повітря, що супроводжується його стисненням, а отже - нагріванням (інверсії осідання). У зонах фронтів атмосферних інверсії температури створюються внаслідок натікання теплого повітря на нижчерозташованими холодний. У верхніх шарах атмосфери (стратосфері, мезосфері, термосфери) інверсії температури виникають через сильне поглинання сонячної радіації. Так, на висотах від 20-30 до 50-60 км розташована інверсії температури, Пов'язана з поглинанням ультрафіолетового випромінювання Сонця озоном. У підстави цього шару температура дорівнює від - 50 до - 70 ° C, у його верхньої межі вона піднімається до - 10 - + 10 ° С. потужна інверсії температури, Що починається на висоті 80-90 км і тягнеться на сотні км вгору, також обумовлена \u200b\u200bпоглинанням сонячної радіації.
інверсії температури є затримують шарами в атмосфері; вони перешкоджають розвитку вертикальних рухів повітря, внаслідок чого під ними накопичуються водяна пара, пил, ядра конденсації. Це сприяє утворенню шарів димки, туману, хмар. Внаслідок аномальної рефракції світла в інверсії температури іноді виникають міражі. В інверсії температури утворюються також атмосферні хвилеводи, Що сприяють далекому поширенню радіохвиль.

13.Типи річного ходу температури.Г одов хід температури повітря в різних географічних зонах різноманітний. За величиною амплітуди і за часом настання екстремальних температур виділяють чотири типи річного ходу температури повітря.

Екваторіальний тип. В екваторіальній зоні на рік спостерігаються два

максимуму температури - після весняного і осіннього рівнодення, коли

сонце над екватором опівдні знаходиться в зеніті, і два мінімуму - після

зимового і літнього сонцестояння, коли сонце знаходиться на найменшій

висоті. Амплітуди річного ходу тут малі, що пояснюється малим

зміною припливу тепла протягом року. Над океанами амплітуди складають

близько 1 ° С, а над континентами 5-10 ° С.

Тропічний тип. У тропічних широтах спостерігається простий річний хід

температури повітря з максимумом після літнього і мінімумом після зимового

сонцестояння. Амплітуди річного ходу в міру віддалення від екватора

збільшуються взимку. Середня амплітуда річного ходу над материками

становить 10 - 20 ° С, над океанами 5 - 10 ° С.

Тип помірного пояса.У помірних широтах також зазначається річний хід

температури з максимумом після літнього і мінімумом після зимового

сонцестояння. Над материками північної півкулі максимальна

середньомісячна температура спостерігається в липні, над морями і узбережжями - в

серпні. Річні амплітуди збільшуються з широтою. Над океанами і

узбережжями вони в середньому складають 10-15 ° С, а на широті 60 ° досягають

Полярний тип. Полярні райони характеризуються тривалої холодної

взимку і порівняно коротким прохолодним літом. Річні амплітуди над

океаном і узбережжями полярних морів становлять 25-40 ° С, а на суші

перевищують 65 ° С. Максимум температури спостерігається в серпні, мінімум - в

Розглянуті типи річного ходу температури повітря виявляються з

багаторічних даних і являють собою правильні періодичні коливання.

В окремі роки під впливом вторгнень теплих і холодних мас виникають

відхилення від наведених типів.

14. Хар-ка вологості повітря.

Вологість повітря, вміст у повітрі водяної пари; одна з найбільш істотних характеристик погоди і клімату. В. в. має велике значення при деяких технологічних процесах, лікуванні ряду хвороб, зберіганні витворів мистецтва, книг і т.д.

Характеристиками В. в. служать: 1) пружність (або парціальний тиск) е водяної пари, що виражається в н / м 2 (в мм рт. ст. або в мб), 2) абсолютна вологість а - кількість водяної пари в г / м 3; 3) питома вологість q - кількість водяної пари в г на кг вологого повітря; 4) відношення суміші w, Яке визначається кількістю водяної пари в г на кг сухого повітря; 5) відносна вологість r - відношення пружності е водяної пари, що міститься в повітрі, до максимальної пружності Е водяної пари, що насичує простір над плоскою поверхнею чистої води (Пружності насичення) при даній температурі, виражене в%; 6) дефіцит вологості d - різниця між максимальною і фактичною пружністю водяної пари при даній температурі і тиску; 7) точка роси τ - температура, яку прийме повітря, якщо охолодити його ізобаріческі (при постійному тиску) до стану насичення знаходиться в ньому водяної пари.

В. в. земної атмосфери коливається в широких межах. Так, у земної поверхні вміст водяної пари в повітрі складає в середньому від 0,2% за обсягом в високих широтах до 2,5% в тропіках. Відповідно пружність пара е в полярних широтах взимку менше 1 мб (Іноді лише соті частки мб) І влітку нижче 5 мб; в тропіках же вона зростає до 30 мб, А іноді і більше. У субтропічних пустелях е знижена до 5-10 мб (1 мб \u003d10 2 × н / м 2). Відносна вологість r дуже висока в екваторіальній зоні (середньорічна до 85% і більше), а також в полярних широтах і взимку усередині материків середніх широт - тут за рахунок низької температури повітря. Влітку високою відносною вологістю характеризуються мусонні райони (Індія - 75-80%). низькі значення r спостерігаються в субтропічних і тропічних пустелях і взимку в мусонних районах (до 50% і нижче). З висотою r, а і q швидко зменшуються. На висоті 1,5-2 км пружність пара в середньому вдвічі менше, ніж у земної поверхні. На тропосферу (нижні 10-15 км) Припадає 99% водяної пари атмосфери. В середньому над кожним м 2 земної поверхні в повітрі міститься близько 28,5 кг водяної пари.

Добовий хід пружності пари над морем і в приморських областях паралельний добовому ходу температури повітря: вміст вологи зростає вдень із зростанням випару. Такий же добовий хід е в центральних районах материків в холодну пору року. Більш складний добовий хід з двома максимумами - вранці і ввечері - спостерігається в глибині материків влітку. Добовий хід відносної вологості r зворотний добовому ходу температури: вдень із зростанням температури і, отже, з ростом пружності насичення Е відносна вологість убуває. Річний хід пружності пари паралельний річному ходу температури повітря; відносна вологість змінюється в річному ході назад температурі. В. в. вимірюється гігрометрами і психрометрами.

15. випаровування - фізичний процес переходу речовини з рідкого стану в газоподібний (пар) з поверхні рідини. Процес випаровування є зворотним процесу конденсації (перехід з пароподібного стану в рідке).

Процес випаровування залежить від інтенсивності теплового руху молекул: чим швидше рухаються молекули, тим швидше відбувається випаровування. Крім того, важливими факторами, що впливають на процес випаровування, є швидкість зовнішньої (стосовно до речовини) дифузії, а також властивості самої речовини. Простіше кажучи, при вітрі випаровування відбувається набагато швидше. Що ж стосується властивостей речовини, то, наприклад, спирт випаровується набагато швидше води. Важливим фактором є також площа поверхні рідини, з якої відбувається випаровування: з вузького графина воно буде відбуватися повільніше, ніж з широкої тарілки.

испаряемость - максимально можливе випаровування при даних метеорологічних умовах з досить зволоженою підстильної поверхні, тобто в умовах необмеженого запасу вологи. Испаряемость виражається в міліметрах шару води, що випарувалася і сильно відрізняється від фактичного випаровування, особливо в пустелі, де випаровування близько до нуля, а випаровуваність - 2000 мм на рік і більше.

16.Конденсація і сублімація. Конденсація полягає в зміні форми води з її газоподібного стану (водяна пара) в рідку воду або кристали льоду. Конденсація в основному відбувається в атмосфері, коли тепле повітря піднімається, остигає і втрачає здатність утримувати в собі водяну пару (стан насичення). В результаті, надлишкова водяна пара конденсується у формі краплинних хмар. Висхідний рух, яке утворює хмари, може бути викликано конвекцією в нестабільно стратифікованому повітрі, конвергенцією, асоційованої з циклонами, підняттям повітря фронтами і підняттям над височинами топографії, такими як гори.

сублімація - утворення крижаних кристалів (іній) відразу з водяної пари без переходу їх в воду або швидкому їх охолодженні нижче 0 ° С в той час, коли температура повітря ще тримається вище цього радіаційного охолодження, що трапляється в тихі ясні ночі в холодну частину року.

роса - вид атмосферних опадів, що утворюються на поверхні землі, рослинах, предметах, дахах будівель, автомобілях та інших предметах.

Через охолодження повітря водяна пара конденсується на об'єктах поблизу землі і перетворюється в краплі води. Це відбувається зазвичай вночі. У пустельних регіонах роса є важливим джерелом вологи для рослинності. Досить сильне охолодження нижніх шарів повітря відбувається, коли після заходу сонця поверхню землі швидко охолоджується за допомогою теплового випромінювання. Сприятливими умовами для цього є чисте небо і покриття поверхні, легко віддає тепло, наприклад трав'яне. Особливо сильне освіту роси відбувається в тропічних регіонах, де повітря в приземному шарі містить багато водяної пари і завдяки інтенсивному нічному теплового випромінювання землі істотно охолоджується. При негативних температурах утворюється іній.

Температура повітря нижче якої випадає роса, називається точкою роси.

іній - вид атмосферних опадів, що представляють собою тонкий шар крижаних кристалів, що утворюється з водяної пари атмосфери. Часто супроводжується туманом.Так ж, як роса, утворюється внаслідок охолодження поверхні до негативних температур, нижчих, ніж температура повітря, і десублімації водяної пари на поверхні, охолодити нижче 0 ° С. За формою частинки інею нагадують сніжинки, але відрізняються від них меншою правильністю, так як зароджуються в менш рівноважних умовах, на поверхні якихось предметів.

паморозь - вид атмосферних опадів.

Паморозь є відкладення льоду на тонких і довгих предметах (гілках дерев, проводах) при тумані.

Грунт - компонент кліматичної системи, що є найбільш активним акумулятором сонячного тепла, Що надходить на поверхню землі.

Добовий хід температури підстильної поверхні має один максимум і один мінімум. Мінімум настає близько сходу сонця, максимум - в післяполуденні години. Фаза добового ходу і його добова амплітуда залежать від пори року, стану підстильної поверхні, кількості і опадів, а також, від місця розташування станцій, типу грунту і її механічного складу.

За механічним складом грунти діляться на піщані, супіщані і суглинисті, що розрізняються між собою по теплоємності, температуропровідності і генетичними властивостями (зокрема, за кольором). Темні грунту поглинають більше сонячної радіації і, отже, сильніше прогріваються, ніж світлі. Піщані і супіщані грунти, які характеризуються меншою, тепліше суглинних.

У річному ході температури підстильної поверхні простежується проста періодичність з мінімумом в зимовий час і максимумом влітку. На більшій частині території Росії найбільш висока температура грунту спостерігається в липні, на Далекому Сході в прибережній смузі Охотського моря, на і - в липні - серпні, на півдні Приморського краю - в серпні.

Максимальні температури підстильної поверхні протягом більшої частини року характеризують екстремальне термічне стан грунту, і лише для самих холодних місяців - поверхні.

Погодними умовами, сприятливими для досягнення підстильної поверхнею максимальних температур, є: малохмарна погода, коли максимальний приплив сонячної радіації; малі швидкості вітру або штиль, оскільки підвищення швидкості вітру сприяє збільшенню випаровування вологи з ґрунту; мала кількість опадів, так як сухий грунт характеризується меншою тепло- і температуропроводностью. Крім того, в сухому грунті менше витрати тепла на випаровування. Таким чином, абсолютні максимуми температури зазвичай відзначаються в найбільш ясні сонячні дні на сухому грунті і, звичайно, в післяполуденні години.

Географічний розподіл середніх з абсолютних річних максимумів температури підстильної поверхні подібно до розподілу ізогеотерм середніх місячних температур поверхні грунту в літні місяці. Ізогеотерми мають в основному широтний напрямок. Вплив морів на температуру поверхні грунту проявляється в тому, що на західному узбережжі Японського і, на Сахаліні і Камчатці широтний напрямок ізогеотерм порушується і стає близьким до меридіональному (повторює обриси берегової лінії). На Європейській частині Росії значення середнього з абсолютних річних максимумів температури підстильної поверхні змінюються від 30-35 ° С на узбережжі північних морів до 60-62 ° С на півдні Ростовської області, в Краснодарському і Ставропольському краях, в Республіці Калмикія і Республіці Дагестан. В районі середні з абсолютних річних максимумів температури поверхні грунту на 3-5 ° С нижче, ніж в сусідніх рівнинних територіях, що пов'язано з впливом височин на збільшення опадів в даному районі і зволоження грунту. Рівнинні території, закриті височинами від переважаючих вітрів, відрізняються зниженою кількістю опадів і меншими швидкостями вітру, а, отже, і підвищеними значеннями екстремальних температур поверхні грунту.

Найбільш швидке зростання екстремальних температур з півночі на південь відбувається в зоні переходу від лісової і зон до зони, що пов'язано зі зменшенням опадів в степовій зоні і зі зміною складу грунтів. На півдні при загальному низькому рівні вмісту вологи в грунті одним і тим же змінам вологості грунту відповідають більш значні відмінності в температурі грунтів, що відрізняються між собою за механічним складом.

Так само різко відбувається зменшення середніх з абсолютних річних максимумів температури підстильної поверхні з півдня на північ в північних районах Європейської частини Росії, при переході від лісової зони до зон і тундри - районам надмірного зволоження. Північні райони Європейської частини Росії, завдяки активній циклонічної діяльності, крім усього іншого, відрізняються від південних районів підвищеною кількістю хмарності, що різко знижує прихід сонячної радіації до земної поверхні.

На азіатській частині Росії найбільш низькі з середніх абсолютних максимумів мають місце на островах і півночі (12-19 ° С). У міру просування на південь відбувається збільшення екстремальних температур, причому на півночі Європейської та Азіатської частин Росії це збільшення відбувається більш різко, ніж на решті території. У районах з мінімальною кількістю опадів (наприклад, райони межиріччя Лени і Алдана) виділяються осередки підвищених значень екстремальних температур. Так як райони відрізняються дуже складним, то екстремальні температури поверхні грунту для станцій, що знаходяться в різних формах рельєфу (гірські райони, улоговини, низовини, долини великих сибірських річок), сильно відрізняються. Найбільших значень середні з абсолютних річних максимумів температури підстильної поверхні досягають на півдні Азіатської частини Росії (крім прибережних районів). На півдні Приморського краю середні з абсолютних річних максимумів нижче ніж в континентальних районах, розташованих на тій же широті. Тут їх значення досягають 55-59 ° С.

Мінімальні температури підстильної поверхні спостерігаються також при цілком певних умовах: в найбільш холодні ночі, в годинник близькі до сходу сонця, при антициклонального режимі погоди, коли мала хмарність сприяє максимальному ефективному випромінюванню.

Розподіл ізогеотерм середніх з абсолютних річних мінімумів температури підстильної поверхні аналогічно розподілу ізотерм мінімальних температур повітря. На більшій частині території Росії, крім південних і північних районів, ізогеотерми середніх з абсолютних річних мінімумів температури підстильної поверхні приймають меридіональну спрямованість (зменшуються з заходу на схід). На Європейській частині Росії середні з абсолютних річних мінімумів температури підстильної поверхні змінюються від - 25 ° С в західних і південних районах до -40 ... -45 ° С в східних і, особливо, північно-східних районах (Тіманський кряж і Большеземельської тундра). Найвищі значення середніх з абсолютних річних мінімумів температури (-16 ... -17 ° С) мають місце на Чорноморському узбережжі. На більшій частині Азіатської частини Росії середні з абсолютних річних мінімумів варіюють в межах -45 ... -55 ° С. Настільки незначне і досить рівномірний розподіл температури на величезній території пов'язано з однотипністю умов освіти мінімальних температур в районах, схильних до впливу сибірського.

У районах Східного Сибіру зі складним рельєфом, особливо в Республіці Саха (Якутія), поряд з радіаційними чинниками, істотний вплив на зменшення мінімальних температур надають особливості рельєфу. Тут в складних умовах гірської країни в западинах і улоговинах створюються особливо сприятливі умови для вихолоджування підстильної поверхні. У Республіці Саха (Якутія) мають місце найбільш низькі значення середніх з абсолютних річних мінімумів температури підстильної поверхні на території Росії (до -57 ... -60 ° С).

На узбережжі арктичних морів, в зв'язку з розвитком тут активної зимової циклонічної діяльності, мінімальні температури вище, ніж у внутрішніх районах. Ізогеотерми мають майже широтне напрям, і зниження середніх з абсолютних річних мінімумів з півночі на південь відбувається досить швидко.

На узбережжі ізогеотерми повторюють обриси берегів. Вплив Алеутського мінімуму проявляється в підвищенні середніх з абсолютних річних мінімумів в прибережній зоні в порівнянні з внутрішніми районами, особливо на південному узбережжі Приморського краю і на Сахаліні. Середні з абсолютних річних мінімумів становлять тут -25 ... -30 ° С.

Від величини негативних температур повітря в холодний період року залежить промерзання ґрунту. Найважливішим фактором, що перешкоджає промерзання грунту, є наявність сніжного покриву. Такі його характеристики, як час утворення, потужність, тривалість залягання визначають глибину промерзання грунту. Пізніше встановлення снігового покриву сприяє більшому промерзання грунту, так як в першу половину зими інтенсивність промерзання грунту найбільша і, навпаки, раннє встановлення снігового покриву перешкоджає значного промерзання ґрунту. Вплив товщини снігового покриву найбільш сильно проявляється в районах з низькою температурою повітря.

При одних і тих же глибина промерзання залежить від типу грунту, її механічного складу і вологості.

Наприклад, в північних районах Західного Сибіру при низькій і потужному сніговому покриві глибина промерзання грунту менше, ніж в більш південних і теплих районах з малим. Своєрідна картина має місце в районах з нестійким сніговим покривом (південні райони Європейської частини Росії), де він може сприяти збільшенню глибини промерзання грунту. Це пов'язано з тим, що при частій зміні морозів і відлиги на поверхні тонкого снігового покриву утворюється крижана кірка, коефіцієнт теплопровідності якої в кілька разів більше теплопровідності снігу і води. Грунт при наявності такої кірки значно швидше охолоджується і промерзає. Зменшенню глибини промерзання грунту сприяє наявність рослинного покриву, так як він затримує і накопичує сніг.

Нагрівання n n n поверхні Тепловий баланс поверхні визначає її температуру, величину і зміна. Нагріваючись, ця поверхня, передає тепло (в довгохвильовому діапазоні) як нижче лежачим верствам, так і атмосфері. Цю поверхню називають діяльної поверхнею.

n n Поширення тепла від діяльної поверхні залежить від складу підстильної поверхні, і визначається її теплоємністю і теплопровідністю. На поверхні материків підстильним субстратом є почвогрунти, в океанах (морях) - вода.

n почвогрунта в загальному мають меншу ніж вода теплоємністю, і більшу теплопровідність. Тому почвогрунти нагріваються швидше ніж вода, але і остигають швидше. n Вода повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло. До того ж при охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, що супроводжується перемішуванням.

n n n n Температуру вимірюють термометрами в градусах: У системі СІ - в градусах Кельвіна ºК Позасистемні: В градусах Цельсія ºС і градусах Фаренгейта ºF. 0 ºК \u003d - 273 ºC. 0 ºF \u003d -17, 8 ° С 0 ºC \u003d 32 ºF

ºC \u003d 0, 56 * F - 17, 8 ºF \u003d 1, 8 * C + 32

Добові коливання температури в ґрунтах n n n На передачу тепла від шару до шару витрачається час, і моменти настання максимальних і мінімальних значень протягом доби температур запізнюється на кожні 10 см приблизно на 3 години. Амплітуда добових коливань температур з глибиною зменшується на кожні 15 см в 2 рази. На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури грунту "затухають". Шар, в якому припиняються коливання добових значень температури, називають шаром постійної добової температури.

n n Амплітуда добових коливань температур з глибиною зменшується на кожні 15 см в 2 рази. На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури грунту "затухають". Шар, в якому припиняються коливання добових значень температури, називають шаром постійної добової температури.

Добовий хід температури в грунті на різних глибинах від 1 до 80 см. Павловська, травень.

Річні коливання температури в ґрунтах nn У середніх широтах шар постійної річної температури знаходиться на глибині 19 -20 м, в високих - на глибині 25 м, а в тропічних широтах, де річні амплітуди температур невеликі - на глибині 5 -10 м. Моменти настання в протягом року максимальних і мінімальних температур запізнюються в середньому на 20 -30 діб на кожен метр.

Річний хід температури в грунті на різних глибинах від 3 до 753 см в Калінінграді

Добовий хід температури поверхні суші n n n У добовому ході температури поверхні, сухий і позбавленою рослинності, в ясний день максимум настає після 13 -14 годин, а мінімум - близько моменту сходу сонця. Порушувати добовий хід температури може хмарність, викликаючи зсув максимуму і мінімуму. Великий вплив на хід температури надає вологість і рослинність поверхні

n n Денні максимуми температури поверхні можуть становити +80 ºС і більше. Добові амплітуди температур досягають 40 ºС. Величини екстремальних значень і амплітуди температур залежать від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, характеру рослинного покриву, орієнтування схилів (експозиції).

n Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні із сушею. Максимум настає близько 1415 годин, мінімум - через 2 -3 години після сходу сонця.

Добові коливання температури в морській воді n n добові коливання температури на поверхні Океану в високих широтах в середньому всього 0, 1 ºС, в помірних 0, 4 ºС, в тропічних - 0, 5 ºС. Глибина проникнення цих коливань 15 -20 м.

Річні зміни температури суші n n Найтепліший місяць в північній півкулі - липень, найхолодніший - січень. Річні амлітуди змінюються від 5 ºС на екваторі, до 60 -65 ºС в резкоконтінентальний умовах помірного пояса.

Річний хід температури в океані n n Річний максимум і мінімум температури на поверхні Океану запізнюються приблизно на місяць у порівнянні із сушею. Максимум в північній півкулі припадає на серпень, мінімум - на лютий. Річні амплітуди температури на поверхні Океану від 1 ºС в екваторіальних широтах до 10, 2 ºС в помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200 -300 м.

Передача тепла в атмосферу n n n атмосферне повітря незначно нагрівається безпосередньо сонячним промінням. Атмосфера нагрівається від підстильної поверхні. Тепло в атмосферу передається конвекцією, адвекцией і в результаті виділення тепла при конденсації водяної пари.

Передача тепла при конденсації n n За рахунок нагрівання поверхні вода переходить на водяну пару. Водяна пара захоплюється піднімається повітрям вгору. При зниженні температури може переходити в воду (конденсація). При цьому виділяється тепло в атмосферу.

Адіабатичний процес n n n У поднимающемся повітрі температура змінюється внаслідок адіабатичного процесу (за рахунок перетворення внутрішньої енергії газу в роботу і роботи у внутрішню енергію). Піднімається повітря розширюється, виробляє роботу, на яку витрачає внутрішню енергію, і температура його знижується. Опускається повітря, навпаки, стискується, витрачена на це енергія звільняється, і температура повітря зростає.

nn Сухий або містить водяні пари, але ненасичений ними повітря, піднімаючись, адиабатически охолоджується на 1 ºС на кожні 100 м. Повітря, насичений водяними парами, при підйомі на 100 м охолоджується на 0, 6 ºС, т. к. в ньому відбувається конденсація , що супроводжується виділенням тепла.

При опусканні і сухий і вологе повітря нагрівається однаково, оскільки при цьому конденсації вологи не відбувається. n На кожні 100 м спуску повітря нагрівається на 1 º. n

Інверсія n n n Зростання температури з висотою називають інверсією, а шар, в якому температура з висотою зростає, - шаром інверсії. Види інверсії: - Радіаційна інверсія- інверсія випромінювання, утворюється після заходу Сонця, коли сонячні промені нагрівають верхні шари; - адвектівних інверсія - утворюється в результаті вторгнення (адвекции) теплого повітря на холодну поверхню; - Орографічна інверсія - холодне повітря стікає в зниження і там застоюється.

Типи розподілу температури з висотою а - приземному інверсія, б - приземному изотермия, в - інверсія в вільній атмосфері

Адвекція n n Вторгнення (адвекція) повітряної маси, що сформувалася в інших умовах, на дану територію. Теплі повітряні маси викликають підвищення температури повітря даної території, холодні - зниження.

Добовий хід температури вільної атмосфери n n n Добовий і річний хід температури в нижньому шарі тропосфери до висоти 2 км відображає хід температури поверхні. З віддаленням від поверхні амплітуди коливань температури зменшуються, а моменти максимуму і мінімуму запізнюються. Добові коливання температури повітря взимку помітні до висоти 0, 5 км, влітку - до 2 км. В шарі потужністю 2 м добовий максимум виявляється близько 14 -15 годин і мінімум після сходу сонця. Амплітуда добових амплітуда температур зі збільшенням широти місця зменшується. Найбільша в субтропічних широтах, найменша - в полярних.

n n n Лінії рівних температур називаються изотермами. Ізотерма з найвищими значеннями середньорічної температури називається «Термічний екватор» Термічний екватор проходить по 5º с. ш.

Річний хід температури повітря n n n Залежить від широти місця. Від екватора до полюсів річна амплітуда коливань температури повітря збільшується. Виділяють 4 типи річного ходу температури за величиною амплітуди і за часом настання крайніх температур.

n n Екваторіальний тип - два максимуму (після моментів рівнодення) і двома мінімумами (після моментів сонцестояння). Амплітуда на Океаном близько 1 ºС, над сушею - до 10 ºС. Температура весь рік позитивна. Тропічний тип - один максимум (після літнього солнестоянія) і один мінімум (після зимового сонцестояння). Амплітуда над Океаном - близько 5 ºС, на суші - до 20 ºС. Температура весь рік позитивна.

n n Помірний тип - один максимум (над сушею в липні, над Океаном - в серпні) і один мінімум (на суші в січні, в океані - в лютому), чотири сезони. Річна амплітуда температури збільшується зі збільшенням широти і в міру віддалення від океану: на узбережжі 10 ºС, далеко від океану - 60 ºС і більше. Температура в холодний сезон негативна. Полярний тип - зима дуже тривала і холодна, літо коротке і прохолодне. Річна амплітуда 25 ºС і більше (над сушею до 65 ºС). Температура більшу частину року негативна.

n ускладнює факторами річного ходу температури, як і для добового ходу, є характер підстильної поверхні (рослинність, сніговий або льодовий покрив), висота місцевості, віддаленість від океану, вторгнення відмінних по термічному режиму повітряних мас

n n n Середня температура повітря у земної поверхні в північній півкулі в січні +8 ºС, в липні +22 ° С; в південному - в липні +10 ºС, в січні +17 ºС. Річні амплітуди коливань температури повітря, для північної півкулі 14 ºС, для південного тільки 7 ºС, що свідчить про меншу континентальності південної півкулі. Середня за рік температура повітря у земної поверхні в цілому +14 ºС.

Світові рекордсмени n n n Абсолютні максимуми температури повітря спостерігалися: в північній півкулі - в Африці (Лівія, +58, 1 ºС) і на Мексиканській нагір'я (Сан-Луї, +58 ºС). в південній півкулі - в Австралії (+ 51ºС), Абсолютні мінімуми відзначені в Антарктиді (-88, 3 ºС, ст. Схід) і в Сибіру (Верхоянск, -68 ºС, Оймякон, -77, 8 ºС). Середньорічна температура найвища в Північній Африці (м Лу, Сомалі, +31 ºС), найнижча - в Антарктиді (ст. Схід, -55, 6 ºС).

Теплові пояси n n n Це широтні пояси Землі з певними температурами. Через нерівномірний розподіл суші і океанів, повітряних і водних течій теплові пояси не збігаються з поясами освітленості. За межі поясів приймають ізотерми - лінії рівних температур.

Теплові пояси n n Виділяють 7 теплових поясів. -жаркій пояс, розташований між річний изотермой +20 ºС північного і південного півкулі; - два помірних пояса, обмежених з боку екватора річний изотермой +20 ºС, а з боку полюсів изотермой +10 ºС найтеплішого місяця; - два холодних пояса, що знаходяться між изотермами +10 ºС і 0 ºС найтеплішого місяця;

Тепловий баланс визначає температуру, її величину і зміна на тій поверхні, яка безпосередньо нагрівається сонячними променями. Нагріваючись, ця поверхня, передає тепло (в довгохвильовому діапазоні) як нижче лежачим верствам, так і атмосфері. Саму поверхню називають діяльної поверхнею.

Максимальне значення всіх елементів теплового балансу спостерігається в околополуденние годинник. Виняток становить максимум теплообміну в грунті, що припадає на ранкові години. Максимальні амплітуди добового ходу складових теплового балансу відзначається влітку, мінімальні - взимку.

У добовому ході температури поверхні, сухий і позбавленою рослинності, в ясний день максимум настає після 14 годин, а мінімум - близько моменту сходу сонця. Порушувати добовий хід температури може хмарність, викликаючи зсув максимуму і мінімуму. Великий вплив на хід температури надає вологість і рослинність поверхні.

Денні максимуми температури поверхні можуть становити +80 о С і більше. Добові коливання досягають 40 о. Величини екстремальних значень і амплітуди температур залежать від широти місця, пори року, хмарності, теплових властивостей поверхні, її кольору, шорсткості, характеру рослинного покриву, орієнтування схилів (експозиції).

Поширення тепла від діяльної поверхні залежить від складу підстилаючого субстрату, і буде визначатися його теплоємністю і теплопровідністю. На поверхні материків підстильним субстратом є почвогрунти, в океанах (морях) - вода.

Почвогрунти в загальному мають меншу ніж вода теплоємністю, і більшу теплопровідність. Тому вони нагріваються і остигають швидше, ніж вода.

На передачу тепла від шару до шару витрачається час, і моменти настання максимальних і мінімальних значень температури протягом доби запізнюється на кожні 10 см приблизно на 3 години. Чим глибше шар, тим менше тепла він отримує і тим слабкіше в ньому коливання температур. Амплітуда добових коливань температур з глибиною зменшується на кожні 15 см в 2 рази. На глибині в середньому близько 1 м добові коливання температури грунту «загасають». Шар в якому вони припиняються називається шаром постійної добової температури.

Чим більше період коливань температур, тим глибше вони поширюються. Так в середніх широтах шар постійної річної температури знаходиться на глибині 19-20 м, в високих - на глибині 25 м, а в тропічних широтах, де річні амплітуди температур невеликі - на глибині 5-10 м. Моменти настання максимальних і мінімальних температур протягом року запізнюються в середньому на 20-30 діб на кожен метр.

Температура в шарі постійної річної температури близька до середньої річної температури повітря над поверхнею.

Вода повільніше нагрівається і повільніше віддає тепло. До того ж сонячні промені можуть проникати на велику глибину, безпосередньо нагріваючи глибші шари. Перенесення тепла на глибину йде не стільки за рахунок молекулярної теплопровідності, а в більшій мірі за рахунок перемішування вод турбулентним шляхом або течіями. При охолодженні поверхневих шарів води виникає теплова конвекція, також супроводжується перемішуванням.

Добові коливання температури на поверхні океану у високих широтах в середньому всього 0,1 º С, в помірних - 0,4ºС, в тропічних - 0,5ºС, Глибина проникнення цих коливань 15-20 м.

Річні амплітуди температури на поверхні океану від 1 º в екваторіальних широтах до 10,2ºС в помірних. Річні коливання температури проникають на глибину 200-300 м.

Моменти максимумів температури водойм запізнюються в порівнянні із сушею. Максимум настає близько 15-16 годин, мінімум - через 2-3 години після сходу сонця. Річний максимум температури на поверхні океану в північній півкулі припадає на серпень, мінімум - на лютий.

Питання 7 (атмосфера) --ізмененіе температури повітря з висотою.Атмосфера складається з суміші газів, званої повітрям, в якій знаходяться в підвішеному стані рідкі і тверді частинки. Загальна маса останніх незначна в порівнянні з усією масою атмосфери. Атмосферне повітря у земної поверхні, як правило, є вологим. Це означає, що в його склад, разом з іншими газами, входить водяна пара, тобто вода в газоподібному стані. Вміст водяної пари в повітрі змінюється в значних межах, на відміну від інших складових частин повітря: у земної поверхні воно коливається між сотими частками відсотка і декількома відсотками. Це пояснюється тим, що при існуючих в атмосфері умовах водяна пара може переходити в рідкий і твердий стан і, навпаки, може надходити в атмосферу заново внаслідок випаровування з земної поверхні. Повітря, як і всяке тіло, завжди має температуру, відмінну від абсолютного нуля. Температура повітря в кожній точці атмосфери безупинно змінюється; в різних місцях Землі в один і той же час вона також різна. У земної поверхні температура повітря варіює в досить широких межах: крайні її значення, що спостерігалися дотепер, трохи нижче + 60 ° (в тропічних пустелях) і близько -90 ° (на материку Антарктиди). З висотою температура повітря змінюється в різних шарах і в різних випадках по-різному. В середньому вона спочатку знижується до висоти 10-15 км, потім зростає до 50-60 км, потім знову падає і т. Д . - ВЕРТИКАЛЬНИЙ ТЕМПЕРАТУРНИЙ ГРАДІЄНТ син. ВЕРТИКАЛЬНИЙ ГРАДІЄНТ ТЕМПЕРАТУРИ - vertical temperature gradient - зміна температури з ростом висоти над рівнем моря, взяте на одиницю відстані. Вважається позитивним, якщо температура з висотою падає. У зворотному випадку, наприклад, в стратосфері, температуpa при підйомі підвищується, і тоді утворюється зворотний (інверсійний) вертикальний градієнт, якому присвоюється знак мінус. У тропосфері В. п. Р в середньому 0,65o / 100 м, але в окремих випадках може перевищувати 1o / 100 м або приймати негативні значення при інверсіях температури. У приземному шарі на суші в теплу пору року він може бути вище в десятки разів. - адіабатичний процес - Адіабатичний процес (Адіабатний процес) - термодинамічний процес, що відбувається в системі без теплообміну з навколишнім середовищем (), Т. Е. В адіабатично ізольованої системи, стан якої можна змінити тільки шляхом зміни зовнішніх параметрів. Поняття адіабатичній ізоляції є ідеалізацією теплоізолюючих оболонок або судин Дьюара (адіабатні оболонки). Зміна температури зовнішніх тіл не робить впливу на адіабатично ізольованої системи, а їх енергія U може змінюватися тільки за рахунок роботи, яку здійснюють системою (або над нею). Відповідно до першого початку термодинаміки, при оборотному адіабатичному процесі для однорідної системи, де V - об'єм системи, p - тиск, а в загальному випадку, де aj, - зовнішні параметри, Аj - термодинамічні сили. Відповідно до другого закону термодинаміки, при оборотному адіабатичному процесі ентропія постійна, а при незворотному - зростає. Дуже швидкі процеси, при яких не встигає відбутися теплообмін з навколишнім середовищем, наприклад, при поширенні звуку, можна розглядати як адіабатичний процес. Ентропія кожного малого елемента рідини при його русі зі швидкістю v залишається постійною, тому повна похідна ентропії s, віднесеної до одиниці маси, дорівнює нулю, (умова адіабатічності). Простим прикладом адіабатичного процесу є стиснення (або розширення) газу в теплоизолированном циліндрі з теплоізольованим поршнем: при стисканні температуpa зростає, при розширенні - убуває. Іншим прикладом адіабатичного процесу може служити адіабатичне розмагнічування, яке використовують в методі магнітного охолодження. Оборотний адіабатичний процес, називається також ізоентропійним, зображується на діаграмі стану адіабати (ізоентропа). -Піднімають повітря, потрапляючи в розріджену середу, розширюється, відбувається його охолодження, а опускається, навпаки, завдяки стисненню нагрівається. Така зміна температури за рахунок внутрішньої енергії, без припливу і віддачі тепла, називається адіабатичним. Адіабатичні зміни температури відбуваються по сухоадіабатіческому і влажноадіабатіческому законам. Відповідно розрізняють і вертикальні градієнти зміни температури з висотою. Сухоадіабатіческій градієнт - це зміна температури сухого або вологого ненасиченого повітря на 1 ° С на кожні 100 метрів підняття або опускання, а влажноадіабатіческій градієнт - це зниження температури вологого насиченого повітря менше ніж на 1 ° С на кожні 100 метрів підняття.

-Інверсія в метеорології означає аномальний характер зміни будь-якого параметра в атмосфері зі збільшенням висоти. Найбільш часто це відноситься до температурної інверсії, тобто до збільшення температури з висотою в деякому шарі атмосфери замість звичайного зниження (див. Атмосфера Землі).

Розрізняють два типи інверсії:

1.пріземние інверсії температури, що починаються безпосередньо від земної поверхні (товщина шару інверсії - десятки метрів)

2.інверсіі температури в вільній атмосфері (товщина шару інверсії досягає сотні метрів)

Інверсія температури перешкоджає вертикальним переміщенням повітря і сприяє утворенню димки, туману, смогу, хмар, міражів. Інверсія сильно залежить від місцевих особливостей рельєфу. Збільшення температури в инверсионном шарі коливається від десятих доль градусів до 15-20 ° C і більше. Найбільшою потужністю володіють приземні інверсії температури в Східному Сибіру і в Антарктиді в зимовий період.

Квиток.

Добовий хід температури повітря-зміна температури повітря протягом доби. Добовий хід температури повітря в загальному відображає хід температури земної поверхні, але моменти настання максимумів і мінімумів кілька запізнюються, максимум спостерігається в 14 годин, мінімум-після сходу сонця. Добові коливання температури повітря взимку помітні до висоти 0,5 км, влітку-до 2 км.

Добова амплітуда температури повітря-різниця між максимальною і мінімальною температурами повітря протягом доби. Добова амплітуда температури повітря найбільша в тропічних пустелях-до 40 0, в екваторіальних і помірних широтах вона зменшується. Добова амплітуда менше взимку і в хмарну погоду. Над водною поверхнею вона значно менше, ніж над сушею; над рослинним покривом менше, ніж над оголеними поверхнями.

Річний хід температури повітря визначається перш за все широтою місця. Річний хід температури повітря-зміна середньомісячної температури протягом року. Річна амплітуда температури повітря-різниця між максимальною і мінімальною середньомісячними температурами. Вироблять чотири типи річного ходу температури; в кожному типі два подтіпа- морський і континентальний,характеризуються різною річною амплітудою температури. В екваторіальному типі річного ходу температури спостерігається два невеликих максимуму і два невеликих мінімуму. Максимуми наступають після днів рівнодення, коли сонце в зеніті над екватором. У морському підтип річна амплітуда температури повітря становить 1-2 0, в континентальному 4-6 0. Температура весь рік позитивна. В тропічномутипі річного ходу температури виділяється один максимум після літнього сонцестояння і один мінімум-після дня зимового сонцестояння в Північній півкулі. У морському підтип річна амплітуда температур дорівнює 5 0, в континентальному 10-20 0. В помірному типі річного ходу температури також спостерігається один максимум після дня літнього сонцестояння і один мінімум після дня зимового сонцестояння в Північній півкулі, взимку температури негативні. Над океаном амплітуда сосотавляет 10-15 0, над сушею збільшується в міру віддалення від океану: на узбережжі-10 0, в центрі материка-до 60 0. В полярномутипі річного ходу температури зберігається один максимум після дня літнього сонцестояння і один мінімум після дня зимового сонцестояння в Північній півкулі, температура більшу частину року-негативна. Річна амплітуда на море дорівнює 20-30 0, на суші-60 0. Виділені типи відображають зональний хід температури, обумовлений припливом сонячної радіації. На річний хід температури великий вплив надає переміщення повітряних мас.

Квиток.

ізотерми-лінії, що з'єднують на карті точки з однаковими температурами.

Влітку материки більше прогріті, ізотерми над сушею згинаються в бік полюсів.

На карті зимових температур (грудень в Північній півкулі і липень в Південному) ізотерми значно відхиляються від паралелей. Над океанами ізотерми далеко просуваються до високих широт, утворюючи «мови тепла»; над сушею ізотерми відхиляються до екватора.

Середня річна температура Північної півкулі +15,2 0 С, а Південного +13,2 0 С. Мінімальна температура в Північній півкулі досягла -77 0 С (Оймякон) і -68 0 С (Верхоянск). У Південній півкулі мінімальні температури набагато нижче; на станціях «Радянська» і «Схід» була відзначена температура -89,2 0 С. Мінімальна температура в безхмарну погоду в Антарктиді може опускатися до -93 0 С. Найвищі температури спостерігаються в пустелях тропічного поясу, в Тріполі +58 0 С; в Каліфорнії, в долині Смерті відзначена температура +56,7 0.

Про те, наскільки сильно материки і океани впливають на розподіленого температур, дають представлніе карти ізаномал. Ізаномали-лінії, що з'єднують точки з однаковими аномаліями температур. Аномалії представляють собою відхилення фактичних температур від среднеширотной. Аномалії бувають позитивні і негативні. Позитивні спостерігаються влітку над прогрітими материками

Тропіки і полярні кола не можна вважати дійсними кордонами теплових поясів (система класифікації кліматів по темп-ре повітря), Так як на розподіл температур впливає ще ряд факторів: рапределеніе суші і води, течій. За межі теплових поясів прийняті ізотерми. Жаркий пояс распологаеться між річними изотермами 20 0 С і контурних смугу дикорослих пальм. Межі умернного пояса проводяться по изотерме 10 0 С найтеплішого місяця. У Північній півкулі межа збігається з поширенням лісотундри. Кордон холодного пояса проходить по изотерме 0 0 С найтеплішого місяця. Пояси морозу розташовуються навколо полюсів.

Тепловий режим атмосфери

локальна температура

Загальна зміна температури в зафіксованої
географічній точці, залежне і від індивідуальних
змін стану повітря, і від адвекции, називають
локальним (місцевим) зміною.
Будь-яку метеорологічну станцію, що не міняє
свого становища на земній поверхні, можна
розглядати як таку точку.
Метеорологічні прилади - термометри і
термографи, нерухомо поміщені в тому чи іншому
місці, реєструють саме локальні зміни
температури повітря.
термометр на повітряній кулі, Що летить за вітром і,
отже, що залишається в одній і тій же масі
повітря, показує індивідуальне зміна
температури в цій масі.

Тепловий режим атмосфери

Розподіл температури повітря в
просторі і її зміна в часі
Тепловий стан атмосфери
визначається:
1. теплообмінних з навколишнім середовищем
(З підстильної поверхнею, сусідніми
повітряними масами і космічним простором).
2. адіабатична процесами
(Пов'язаними зі зміною тиску повітря,
особливо при вертикальному русі)
3. Процеси адвекции
(Перенесення теплого або холодного повітря, що впливає на температуру в
даній точці)

теплообмін

шляхи теплообміну
1) Радіаційний
при поглинанні
повітрям радіації Сонця і земної
поверхні.
2) Теплопровідність.
3) Випаровування або конденсація.
4) Освіта або плавлення льоду і снігу.

Радіаційний шлях теплообміну

1. Безпосереднє поглинання
сонячної радіації в тропосфері мало;
воно може викликати підвищення
температури повітря всього на величину
близько 0,5 ° в день.
2. Кілька найбільше важить
втрата тепла з повітря шляхом
довгохвильового випромінювання.

B \u003d S + D + Ea - Rк - Rд - eз, кВт / м2
де
S-пряма сонячна радіація на
горизонтальну поверхню;
D - розсіяна сонячна радіація на
горизонтальну поверхню;
Ea - зустрічне випромінювання атмосфери;
Rк і Rд - відбита від підстильної поверхні
коротко- і довгохвильова радіація;
Eз - довгохвильове випромінювання підстильної
поверхні.

Радіаційний баланс підстильної поверхні

B \u003d S + D + Ea- Rк - Rд - eз, кВт / м2
Приймаючи до уваги:
Q \u003d S + D Це сумарна радіація;
Rд - дуже маленька величина і її зазвичай не
враховують;
Rк \u003d Q * Aк, де А -альбедо поверхні;
Ееф \u003d Ез - Ea
отримаємо:
B \u003d Q (1 -Aк) - Ееф

Тепловий баланс підстильної поверхні

Б \u003d Lт-ж * Мп + Lж-г * Мк + Qа + Qп-п
де Lт-ж і Lж-г - теплота плавлення
і пароутворення (конденсації), відповідно;
Мп і Мк-маса води, що беруть участь в
відповідних фазових переходах;
Qа і Qп-п - потік тепла в атмосферу і через
підстилаючої поверхню до нижчого верствам
грунту або води.

поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної

Підстилаюча поверхню - це
поверхню землі (грунт, вода, сніг і
т. д.), взаімодейвующая з атмосферою
в процесі тепло- і вологообмін.
Діяльний шар - це шар грунту (включаючи
рослинність і сніжний покрив) або води,
бере участь в теплообміні з навколишнім середовищем,
на глибину якого поширюються добові і
річні коливання температури.

10. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
У грунті сонячна радіація, проникаючи
на глибину в десяті частки мм,
перетвориться в тепло, яке
передається в нижні шари шляхом
молекулярної теплопровідності.
У воді сонячна радіація проникає на
глибини до десятків метрів, а перенесення
тепла в нижні шари відбувається в
внаслідок турбулентного
перемішування, термічної
конвекції і випару

11. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Добові коливання температури
поширюються:
в воді - до десятків метрів,
в грунті - менше метра
Річні коливання температури
поширюються:
в воді-до сотень метрів,
в грунті - на10- 20 метрів

12. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Тепло, що приходить вдень і влітку на поверхню води, проникає
до значної глибини і нагріває велику товщу води.
Температура верхнього шару і самої поверхні води
підвищується при цьому мало.
У грунті приходить тепло розподіляється в тонкому верхньому
шарі, який, таким чином, сильно нагрівається.
Вночі та взимку вода втрачає тепло з поверхневого шару, але
натомість нього приходить накопичене тепло з нижчих верств.
Тому температура на поверхні води знижується
повільно.
На поверхні ж грунту температура при віддачі тепла падає
швидко:
тепло, накопичене в тонкому верхньому шарі, швидко з нього йде
без поповнення знизу.

13. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Днем і влітку температура на поверхні грунту вище, ніж температура на
поверхні води; вночі і взимку нижче.
Добові і річні коливання температури на поверхні грунту більше,
притому значно більше, ніж на поверхні води.
Водний басейн за теплу пору року накопичує в досить потужному шарі
води велика кількість тепла, яке віддає в атмосферу в холодний
сезон.
Грунт протягом теплого сезону віддає ночами більшу частину того тепла,
яке отримує днем, і мало накопичує його до зими.
У середніх широтах за теплу половину року в грунті накопичується 1,5-3
ккал тепла на кожен квадратний сантиметр поверхні.
У холодну пору грунт віддає це тепло атмосфері. Величина ± 1,5-3
ккал / см2 на рік складає річний теплооборот грунту.
Під впливом снігового покриву і рослинного влітку річний
теплооборот грунту зменшується; наприклад, під Ленінградом на 30%.
У тропіках річний теплооборот менше, ніж в помірних широтах, так як
там менше річні відмінності в приплив сонячної радіації.

14. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Річний теплооборот великих водойм приблизно в 20
раз більше в порівнянні з річним теплооборот
грунту.
Балтійське море віддає повітрю в холодну пору 52
ккал / см2 і стільки ж накопичує в теплу пору року.
Річний теплооборот Чорного моря ± 48 ккал / см2,
В результаті зазначених відмінностей температура повітря над
морем влітку нижче, а взимку вище, ніж над сушею.

15. Температурний режим підстильної поверхні і діяльного шару

Температурний режим підстильної
поверхні і діяльного шару
Суша швидко нагрівається і швидко
остигає.
Вода повільно нагрівається і повільно
остигає
(Питома теплоємність води в
3 4 рази більше грунту)
Рослинність зменшує амплітуду
добових коливань температури
поверхні грунту.
Сніговий покрив охороняє грунт від
інтенсивної втрати тепла (взимку грунт
менше промерзає)

16.

Основну роль у створенні
температурного режиму тропосфери
відіграє теплообмін
повітря із земною поверхнею
шляхом теплопровідності

17. Процеси, що впливають на теплообмін атмосфери

Процеси, що впливають на теплообмін
атмосфери
1) .Турбулентность
(перемішування
повітря при безладному,
хаотичному русі).
2) .Терміческая
конвекція
(Перенесення повітря в вертикальному
напрямку, що виникає при
нагріванні нижчого шару)

18. Зміни температури повітря

Зміни температури повітря
1).
Періодичні
2). неперіодичних
неперіодичних зміни
температури повітря
Пов'язані з адвекцией повітряних мас
з інших районів Землі
Такі зміни часті і значні в
помірних широтах,
пов'язані вони з циклонічної
діяльністю, в невеликих
масштабах - з місцевими вітрами.

19. Періодичні зміни температури повітря

Добові і річні зміни температури носять
періодичний характер.
добові зміни
Температура повітря змінюється в
добовому ході слідом за температурою
земної поверхні, від якої
відбувається нагрівання повітря

20. Добовий хід температури

Добовий хід температури
Багаторічні криві добового ходу
температури це плавні криві,
схожі на синусоїди.
У кліматології розглядається
добовий хід температури повітря,
осредненний за багаторічний період.

21. на поверхні грунту (1) і в повітрі на висоті 2м (2). Москва (МДУ)

Середній добовий хід температури на поверхні
грунту (1) і
в повітрі на висоті 2м (2). Москва (МДУ)

22. Середній добовий хід температури

Середній добовий хід температури
Температура на поверхні грунту має добовий хід.
Мінімум її спостерігається приблизно через півгодини після
сходу сонця.
До цього часу радіаційний баланс поверхні грунту
стає рівним нулю - віддача тепла з верхньою шару
грунту ефективним випромінюванням врівноважується
зрослим припливом сумарної радіації.
Нерадіаційні же обмін тепла в цей час незначний.

23. Середній добовий хід температури

Середній добовий хід температури
Температура на поверхні грунту зростає до 13- 14 годин,
коли досягає максимуму в добовому ході.
Після цього починається падіння температури.
Радіаційний баланс в післяполуденні години, правда,
залишається позитивним; проте
віддача тепла в денні години з верхнього шару грунту в
атмосферу відбувається не тільки шляхом ефективного
випромінювання, але і шляхом зрослої теплопровідності, а
також при що збільшився випаровуванні води.
Триває і передача тепла в глиб грунту.
Тому температура на поверхні грунту і падає
з 13-14 годин до ранкового мінімуму.

24.

25. Температура поверхні грунту

Максимальні температури на поверхні грунту зазвичай вище,
ніж в повітрі на висоті метеорологічної будки. Це зрозуміло:
вдень сонячна радіація насамперед нагріває грунт, а вже
від неї нагрівається повітря.
У Московській області влітку на поверхні оголеної грунту
спостерігаються температури до + 55 °, а в пустелях - навіть до + 80 °.
Нічні мінімуми температури, навпаки, бувають на
поверхні грунту нижче, ніж в повітрі,
так як, перш за все, грунт вихолоджується ефективним
випромінюванням, а вже від неї охолоджується повітря.
Взимку в Московській області нічні температури на поверхні (в цей час
покритій снігом) можуть падати нижче -50 °, влітку (крім липня) - до нуля. на
сніжної поверхні у внутрішніх районах Антарктиди навіть середня
місячна температура в червні близько -70 °, а в окремих випадках вона може
падати до -90 °.

26. Добова амплітуда температури

Добова амплітуда температури
Це - різниця між максимальною
і мінімальною температурою за добу.
Добова амплітуда температури
повітря змінюється:
за сезонами року,
за широтою,
в залежності від характеру
підстильної поверхні,
в залежності від рельєфу місцевості.

27. Зміни добової амплітуди температури (АСУТ)

зміни

1. Взимку АСУТ менше ніж влітку
2. Зі збільшенням широти А сут. убуває:
на широті 20 - 30 °
на суші А сут. \u003d 12 ° С
на широті 60 ° А сут. \u003d 6 ° С
3. Відкриті простору
характеризуються більшою А сут. :
для степів і пустель середня
АСУТ \u003d 15- 20 ° С (до 30 ° С),

28. Зміни добової амплітуди температури (АСУТ)

зміни
добової амплітуди температури (АСУТ)
4. Близькість водних басейнів
зменшує А сут.
5. На опуклих формах рельєфу
(Вершини і схили гір) А на добу. менше,
ніж на рівнині
6. У увігнутих формах рельєфу
(Улоговини, долини, яри та ін. А на добу. Більше.

29. Вплив грунтового покриву на температуру поверхні грунту

Рослинний покрив зменшує охолодження грунту вночі.
Нічне випромінювання відбувається при цьому переважно з
поверхні самої рослинності, яка і буде найбільш
охолоджуватися.
Грунт же під рослинним покривом зберігає більш високу
температуру.
Однак днем \u200b\u200bрослинність перешкоджає радіаційного
нагрівання грунту.
Добова амплітуда температури під рослинним покривом,
таким чином, зменшена, а середня добова температура
знижена.
Отже, рослинний покрив в загальному охолоджує грунт.
У Ленінградській області поверхню грунту під польовими
культурами може виявитися в денні години на 15 ° холодніше, ніж
грунт під паром. В середньому ж за добу вона холодніше
оголеною грунту на 6 °, і навіть на глибині 5-10 см залишається
різниця в 3-4 °.

30. Вплив грунтового покриву на температуру поверхні грунту

Сніговий покрив охороняє грунт взимку від надмірної втрати тепла.
Випромінювання йде з поверхні самого снігового покриву, а грунт під ним
залишається теплішою, ніж оголена грунт. При цьому добова амплітуда
температури на поверхні грунту під снігом різко зменшується.
У середній смузі Європейської території Росії при сніговому покриві висотою
40-50 см температура поверхні грунту під ним на 6-7 ° вище, ніж
температура оголеною грунту, і на 10 ° вище, ніж температура на
поверхні самого снігового покриву.
Зимове промерзання грунту під снігом досягає глибин близько 40 см, а без
снігу може поширюватися до глибин більше 100 см.
Отже, рослинний покрив влітку знижує температуру на поверхні грунту, а
сніговий покрив взимку, навпаки, її підвищує.
Спільна дія рослинного покриву влітку і снігового взимку зменшує
річну амплітуду температури на поверхні грунту; це зменшення -
близько 10 ° в порівнянні з оголеною грунтом.

31. Поширення тепла в глиб грунту

Чим більше щільність і вологість ґрунту, тим
краще вона проводить тепло, тим швидше
поширюються в глибину і тим глибше
проникають коливання температури.
Незалежно від типу грунту, період коливань
температури не змінюється з глибиною.
Це означає, що не тільки на поверхні, але і на
глибинах залишається добовий хід з періодом в 24
години між кожними двома послідовними
максимумами або мінімумами
і річний хід з періодом в 12 місяців.

32. Поширення тепла в глиб грунту

Аамплітуди коливань з глибиною зменшуються.
Зростання глибини в арифметичній прогресії
призводить до зменшення амплітуди в прогресії
геометричній.
Так, якщо на поверхні добова амплітуда дорівнює 30 °, а
на глибині 20 см 5 °, то на глибині 40 см вона буде вже
менше 1 °.
На деякій порівняно невеликій глибині добова
амплітуда убуває настільки, що стає
практично рівною нулю.
На цій глибині (близько 70-100 см, в різних випадках
різної) починається шар постійної добової
температури.

33. Добовий хід температури в грунті на різних глибинах від 1 до 80 см. Павловська, травень.

34. Річні коливання температури

Амплітуда річних коливань температури зменшується з
глибиною.
Однак річні коливання поширюються до більшої
глибини, що цілком зрозуміло: для їх поширення
є більше часу.
Амплітуди річних коливань зменшуються практично до
нуля на глибині близько 30 м в полярних широтах,
близько 15-20 м в середніх широтах,
близько 10 м в тропіках
(Де і на поверхні грунту річні амплітуди менше,
ніж в середніх широтах).
На цих глибинах починається, шар постійної річної
температури.

35.

Терміни настання максимальних і мінімальних температур
як в добовому, так і в річному ході запізнюються з глибиною
пропорційно їй.
Це зрозуміло, тому що потрібен час для поширення тепла в
глибину.
Добові екстремуми на кожні 10 см глибини запізнюються на
2,5-3,5 години.
Це означає, що на глибині, наприклад, 50 см добовий максимум
спостерігається вже після опівночі.
Річні максимуми і мінімуми запізнюються на 20-30 днів на
кожен метр глибини.
Так, в Калінінграді на глибині 5 м мінімум температури
спостерігається не в січні, як на поверхні грунту, а в травні,
максимум - не в липні, а в жовтні

36. Річний хід температури в грунті на різних глибинах від 3 до 753 см в Калінінграді.

37. Розподіл температури в грунті по вертикалі в різні сезони

Влітку температура від поверхні грунту в глибину падає.
Взимку зростає.
Навесні вона спочатку зростає, а потім зменшується.
Восени спочатку убуває, а потім зростає.
Зміни температури в грунті з глибиною протягом доби або року можна уявити з
допомогою графіка ізоплет.
По осі абсцис відкладається час в годинах або в місцях року,
По осі ординат - глибина в грунті.
Кожній точці на графіку відповідають певний час і певна глибина. на
графік наносять середні значення температури на різних глибинах в різні години або
місяці.
Провівши потім ізолінії, що з'єднують точки з рівними температурами,
наприклад через кожен градус або через кожні 2 градуси, отримаємо сімейство
термоізоплет.
За таким графіком можна визначити значення температури для будь-якого моменту діб
або дня року і для будь-якої глибини в межах графіка.

38. Ізоплети річного ходу температури в грунті в Тбілісі

Ізоплети річного ходу температури в грунті в
Тбілісі

39. Добовий і річний хід температури на поверхні водойм і в верхніх шарах води

Нагрівання, і охолодження поширюється в водоймах на більш
товстий шар, ніж в грунті, і до того ж володіє більшою
теплоємністю, ніж грунт.
Внаслідок цього зміни температури на поверхні води
дуже малі.
Амплітуда їх - близько десятих часток градуса: близько 0,1
0,2 ° в помірних широтах,
близько 0,5 ° в тропіках.
У південних морях СРСР добова амплітуда температури більше:
1-2 °;
на поверхні великих озер в помірних широтах ще більше:
2-5 °.
Добові коливання температури води на поверхні океану
мають максимум близько 15-16 годин і мінімум через 2-3 години
після сходу сонця.

40. Добовий хід температури на поверхні моря (суцільна крива) і на висоті 6 м в повітрі (переривчаста крива) в тропічній

Атлантиці

41. Добовий і річний хід температури на поверхні водойм і в верхніх шарах води

Річна амплітуда коливань температури на поверхні
океану значно більше, ніж добова.
Але вона менше, ніж річна амплітуда на поверхні грунту.
У тропіках вона близько 2-3 °, під 40 ° с. ш. близько 10 °, а під 40 ° ю.
ш. близько 5 °.
На внутрішніх морях і глибоководних озерах можливі
значно більші річні амплітуди - до 20 ° і більше.
Як добові, так і річні коливання поширюються у воді
(Також, звичайно, із запізненням) до великих, глибин, ніж в грунті.
Добові коливання виявляються в море на глибинах до 15
20 м і більше, а річні - до 150-400 м.

42. Добовий хід температури повітря у земної поверхні

Температура повітря змінюється в добовому ході
слідом за температурою земної поверхні.
Оскільки повітря нагрівається і охолоджується від
земної поверхні, амплітуда добового ходу
температури в метеорологічної будки менше,
ніж на поверхні грунту, в середньому приблизно
на одну третину.

43. Добовий хід температури повітря у земної поверхні

Зростання температури повітря починається разом з ростом
температури грунту (хвилин на 15 пізніше) вранці,
після сходу сонця. У 13-14 годин температура грунту,
починає знижуватися.
У 14-15 годин вона зрівнюється з температурою повітря;
з цього часу при подальшому падінні температури
грунту починає падати і температура повітря.
Таким чином, мінімум в добовому ході температури
повітря у земної поверхні припадає на час
незабаром після сходу сонця,
а максимум - на 14-15 годин.

44. Добовий хід температури повітря у земної поверхні

Добовий хід температури повітря досить правильно
проявляється лише в умовах стійкої ясної погоди.
Ще більш закономірним є він в середньому з великого
числа спостережень: багаторічні криві добового ходу
температури-плавні криві, схожі на синусоїди.
Але в окремі дні добовий хід температури повітря може
бути дуже неправильним.
Це залежить від змін хмарності, змінюють радіаційні
умови на земній поверхні, а також від адвекции, т. е. від
припливу повітряних мас з іншою температурою.
В результаті цих причин мінімум температури може зміститися
навіть на денні години, а максимум - на ніч.
Добовий хід температури може взагалі зникнути або крива
добової зміни прийме складну і неправильну форму.

45. Добовий хід температури повітря у земної поверхні

Регулярний добовий хід перекривається або маскується
непериодическими змінами температури.
Наприклад, в Гельсінкі в січні є 24%
ймовірності, що добовий максимум температури
доведеться на час між північчю і першою годиною ночі, і
тільки 13% ймовірності, що він прийде на
проміжок часу від 12 до 14 годин.
Навіть в тропіках, де неперіодичні зміни температури слабкіше, ніж в помірних широтах, максимум
температури припадає на післяполуденні години
тільки в 50% всіх випадків.

46. \u200b\u200bДобовий хід температури повітря у земної поверхні

У кліматології зазвичай розглядається добовий хід
температури повітря, усереднений за багаторічний період.
В такому осреднении добовому ході неперіодичні зміни
температури, що припадають більш-менш рівномірно на
всі години доби, взаємно погашаються.
Внаслідок цього багаторічна крива добового ходу має
простий характер, близький до синусоидальному.
Для прикладу розглянемо добовий хід температури повітря в
Москві в січні і в липні, обчислений за багаторічними
даними.
обчислювалася багаторічна середня температура для кожної години
січневих або липневих доби, а потім за отриманими середнім
годинним значенням були побудовані багаторічні криві
добового ходу для січня і липня.

47. Добовий хід температури повітря в Москві в січні і в липні. Цифрами нанесені середні місячні температури січня і липня.

48. Добові зміни амплітуди температури повітря

Добова амплітуда температури повітря змінюється по сезонах,
за широтою, а також в залежності від характеру грунту і
рельєфу місцевості.
Взимку вона менше, ніж влітку, так само як і амплітуда
температури підстильної поверхні.
Зі збільшенням широти добова амплітуда температури
повітря убуває, так як зменшується полуденна висота сонця
над горизонтом.
Під широтами 20-30 ° на суші середня за рік добова
амплітуда температури близько 12 °,
під широтою 60 ° близько 6 °,
під широтою 70 ° тільки 3 °.
У найвищих широтах, де сонце не сходить або НЕ
заходить багато днів поспіль, регулярного добового ходу
температури немає зовсім.

49. Вплив характеру грунту і грунтового покриву

Чим більше добова амплітуда температури самої
поверхні грунту, тим більше і добова амплітуда
температури повітря над нею.
В степах і пустелях середня добова амплітуда
досягає 15-20 °, іноді 30 °.
Над рясним рослинним покривом вона менше.
На добової амплітудою позначається і близькість водних
басейнів: в приморських місцевостях вона знижена.

50. Вплив рельєфу

На опуклих формах рельєфу місцевості (на вершинах і на
схилах гір і пагорбів) добова амплітуда температури
повітря зменшена в порівнянні з рівнинною місцевістю.
У увігнутих формах рельєфу (в долинах, ярах і лощинах)
збільшена.
Причина полягає в тому, що на опуклих формах рельєфу
повітря має зменшену площу зіткнення з
підстильної поверхнею і швидко зноситься з неї, замінюючись
новими масами повітря.
У увігнутих же формах рельєфу повітря сильніше нагрівається від
поверхні і більше застоюється в денні години, а вночі
сильніше охолоджується і стікає по схилах вниз. Але у вузьких
ущелинах, де і приплив радіації, і ефективне випромінювання
зменшені, добові амплітуди менше, ніж в широких
долинах

51. Вплив морів і океанів

Малі добові амплітуди температури на поверхні
моря мають наслідком і малі добові амплітуди
температури повітря над морем.
Однак ці останні все ж вище, ніж добові
амплітуди на самій поверхні моря.
Добові амплітуди на поверхні відкритого океану
вимірюються лише десятими частками градуса;
але в нижньому шарі повітря над океаном вони доходять до 1 -
1,5 °),
а над внутрішніми морями і більше.
Амплітуди температури в повітрі підвищені тому, що на
них позначається вплив адвекции повітряних мас.
Також грає роль і безпосереднє поглинання
сонячної радіації нижніми шарами повітря вдень і
випромінювання з них вночі.

52. Зміна добової амплітуди температури з висотою

Добові коливання температури в атмосфері поширюються на
більш потужний шар, ніж добові коливання в океані.
На висоті 300 м над сушею амплітуда добового ходу температури
близько 50% амплітуди у земної поверхні, а крайні значення
температури наступають на 1,5-2 години пізніше.
На висоті 1 км добова амплітуда температури над сушею 1-2 °,
на висоті 2-5 км 0,5-1 °, а денний максимум зміщується на
вечір.
Над морем добова амплітуда температури кілька зростає з
висотою в нижніх кілометрах, але все ж залишається малою.
Невеликі добові коливання температури виявляються навіть
у верхній тропосфері і в нижній стратосфері.
Але там вони визначаються вже процесами поглинання і випромінювання
радіації повітрям, а не впливами земної поверхні.

53. Вплив рельєфу місцевості

В горах, де вплив підстильної поверхні більше, ніж на
відповідних висотах у вільній атмосфері, добова
амплітуда убуває з висотою повільніше.
На окремих гірських вершинах, на висотах 3000 м і більше,
добова амплітуда ще може дорівнювати 3-4 °.
На високих великих плато добова амплітуда температури
повітря того ж порядку, що і в низинах: поглинена радіація
і ефективне випромінювання тут великі, так само як і поверхня
дотику повітря з грунтом.
Добова амплітуда температури повітря на станції Мургаб на
Памірі в середньому річному 15,5 °, тоді як в Ташкенті 12 °.

54.

55. Випромінювання земної поверхні

Верхні шари грунту і води, сніговий
покрив і рослинність самі випромінюють
длинноволновую радіацію; цю земну
радіацію частіше називають власним
випромінюванням земної поверхні.

56. Випромінювання земної поверхні

Абсолютні температури земної поверхні
укладаються між 180 і 350 °.
При таких температурах випускається радіація
практично полягає в межах
4-120 мк,
а максимум її енергії припадає на довжини хвиль
10-15 мк.
Отже, вся ця радіація
інфрачервона, що не сприймається оком.

57.

58. Атмосферне радіація

Атмосфера нагрівається, поглинаючи як сонячну радіацію
(Хоча в порівняно невеликій частці, близько 15% всього її
кількості, що приходить до Землі), так і власне
випромінювання земної поверхні.
Крім того, вона отримує тепло від земної поверхні
шляхом теплопровідності, а також при випаровуванні і
подальшої конденсації водяної пари.
Будучи нагрітої, атмосфера випромінює сама.
Так само як і земна поверхня, вона випромінює невидиму
інфрачервону радіацію приблизно в тому ж діапазоні
довжин хвиль.

59. Зустрічна випромінювання

Велика частина (70%) атмосферної радіації приходить до
земної поверхні, інша частина йде в світове
простір.
Атмосферну радіацію, що приходить до земної поверхні, називають зустрічним випромінюванням
Зустрічним тому, що воно спрямоване назустріч
власному випромінюванню земної поверхні.
Земна поверхня поглинає це зустрічне випромінювання
майже цілком (на 90-99%). Таким чином, воно є
для земної поверхні важливим джерелом тепла в
доповнення до поглиненої сонячної радіації.

60. Зустрічна випромінювання

Зустрічне випромінювання зростає зі збільшенням хмарності,
оскільки хмари самі сильно випромінюють.
Для рівнинних станцій помірних широт середня
інтенсивність зустрічного випромінювання (на кожен
квадратний сантиметр площі горизонтальної земної
поверхні в одну хвилину)
порядку 0,3-0,4 кал,
на гірських станціях - близько 0,1-0,2 кал.
Це зменшення зустрічного випромінювання з висотою
пояснюється зменшенням вмісту водяної пари.
Найбільше зустрічну випромінювання - у екватора, де
атмосфера найбільш нагріта і багата водяною парою.
У екватора 0,5-0,6 кал / см2 хв в середньому,
У полярних широтах до 0,3 кал / см2 хв.

61. Зустрічна випромінювання

Основний субстанцією в атмосфері, що поглинає
земне випромінювання і посилає зустрічне
випромінювання, є водяна пара.
Він поглинає інфрачервону радіацію у великій
області спектра - від 4,5 до 80 мк, за винятком
інтервалу між 8,5 і 11 мк.
При середньому вмісті водяної пари в атмосфері
радіація з довжинами хвиль від 5,5 до 7,0 мк і більше
поглинається майже повністю.
Тільки в інтервалі 8,5-11 мк земне випромінювання
проходить крізь атмосферу в світовий простір.

62.

63.

64. Ефективне випромінювання

Зустрічне випромінювання завжди трохи менше земного.
Вночі, коли сонячної радіації немає, до земної поверхні приходить
тільки зустрічну випромінювання.
Земна поверхня втрачає тепло за рахунок позитивної різниці між
власним і зустрічним випромінюванням.
Різниця між власним випромінюванням земної
поверхні і зустрічним випромінюванням атмосфери
називають ефективним випромінюванням

65. Ефективне випромінювання

Ефективне випромінювання являє собою
чисту втрату променевої енергії, а
отже, і тепла з земної поверхні
вночі

66. Ефективне випромінювання

Із зростанням хмарності, що збільшує
зустрічне випромінювання, ефективне випромінювання
убуває.
У хмарну погоду ефективне випромінювання
набагато менше, ніж в ясну;
У хмарну погоду менше і нічний
охолодження земної поверхні.

67. Ефективне випромінювання

Ефективне випромінювання, звичайно,
існує і в денні години.
Але днем \u200b\u200bвоно перекривається або частково
{!LANG-74f78b853d27114429e5593c632d12fc!}
{!LANG-bbaa4f7809b1a0a0dde0b0edaeb8ddb8!}
{!LANG-0da235416124b0cfa42d8e6663771026!}
{!LANG-6cc531721f7970b758bf9ba737ad6c99!}
{!LANG-45837a60984f1e48fc59adf847bb4065!}

{!LANG-d99a1a8335c8207519ab3c17770c4b89!}

{!LANG-6278abfe0f402c45bf16ca275cb827fc!}
{!LANG-4ea3f2040aece51dbf0f013debbe366f!}
{!LANG-5692f7df4815a154203af4b693419e0b!}
{!LANG-fdfd702124192c9d4f13bcef1af66e8b!}
{!LANG-35fd6ea8b521d09c9dc953a956682993!}
{!LANG-b30696be38e53d2681b1304e349d5980!}
{!LANG-b789151d049cae7cb9c75288119fc50a!}
{!LANG-cbb56ad56027c160e9fffc5f8e498679!}
{!LANG-9aecf5d6ce98fb9e01b7731f848b08d8!}
{!LANG-cab1e51d55cfcf7ff0b65a4652493710!}

{!LANG-5cdc2038c527d747e1058cf0846308f1!}

{!LANG-09459d1c5c48bf383d239adef0fd752f!}
{!LANG-eb18ef909b0eef0061176a320e809679!}
{!LANG-935c1a267f192f44a79340acd9c0483e!}
{!LANG-0e4e5e4ddcf1b2fa5119ab0eed154e97!}
{!LANG-911568e5a86495c65f56fd67e597c694!}

{!LANG-cb7db30a1fc368327e8c3b44a4579a6e!}

{!LANG-635e789f9b22eb5db04ace52de2730a7!}
{!LANG-cb6fcffc80e8525c71effa967b660409!}
{!LANG-08f3e2300a1a2699ecda83befc192b18!}
{!LANG-f4edd0cb2d2e2359f5dee537c6e24071!}
{!LANG-eb9309fdb0a456d8d439a5685043b8f3!}
{!LANG-4fa103e230484c9fa4efc881e85f38f4!}
{!LANG-d59ac09ce417c4987e308d7a66ddabe9!}
{!LANG-956a7604ce06652f7bfd8264e789c1ce!}
{!LANG-b61df28d2724d15ac4287da0990dcb4a!}
{!LANG-ea19c00e61262337754ccd1c05b25412!}
{!LANG-9a482eb3991a74490f233cceb1654299!}

{!LANG-1ebb78f579869948ca9b821c6b6eba5a!}

{!LANG-86525428c19250ef70304d90e3a7c891!}
{!LANG-f2a97c824490253e83dbccfe273534cb!}
{!LANG-b77ebd89bee88090fa971198056eb5af!}
{!LANG-f07978df9c821ba219bc7f2892df8e63!}
{!LANG-bc8790ded5ef1c4853b8a9422c41ddcd!}
{!LANG-f724155ef3cd83d43204a33fa2b4250f!}
{!LANG-72e3e7fe12b8e4077d569fba884c11f9!}
{!LANG-bd06de1c3389e7ef1af5bc0a4151b193!}

77.

78.

{!LANG-671675ca5894a793db1b752c01e614a3!}

{!LANG-d191a4dc11b9766e1191078d35124bbb!}
{!LANG-a9e4bfa6fa6a1a5e0836807947835f2b!}
{!LANG-e7cfadde9de689abfc8491e56a3fffdd!}
{!LANG-5977f56e639ebf84ae09b9fc94290f2b!}
{!LANG-1f7bd62a94e141d161ed0236d34e48d1!}
{!LANG-544b33f849ae7f8dbb272c615211e4fc!}
{!LANG-437d6666abdc8994c7ee6494344e1a87!}
{!LANG-33a3c3b6cba95ed6278c000331894c61!}

{!LANG-3aa4da060d34bfcead7313a449269a7f!}

{!LANG-6d64bebdc6f4ffd71398dd2016341337!}
{!LANG-159ca93cccc83f22cd01bfe5f3440de8!}
{!LANG-56a5a6df4e1c6f28cfcfec2a520716af!}
{!LANG-a5800b326573a51ff87e21f9d6b4866d!}
{!LANG-562975769fb6a6fbf83860d32d56eda7!}
{!LANG-c82fd95b2d7619e863c4fa8fd356a68c!}
{!LANG-2a198ac94de5cd9af28c332635b148dd!}
{!LANG-6633b8a7c8d1d33b41722faa7ed78f3d!}
{!LANG-a87b9f87a8abeba5f9f44d35f1171921!}
{!LANG-0af60859668eb0113bdf3ce12c8c4a34!}

{!LANG-a0c3b67e84bee1630f198246654ba413!}

{!LANG-d2380de27bfa5ad2aa24163101600eff!}
{!LANG-cef29e4140e94b1f55d4176644cd0eac!}
{!LANG-e23a69fa7b166c107c1ff34cc14a4492!}
{!LANG-10ce9335d407ffa0eea1f9762e56eaf7!}
{!LANG-7634cb648d973ba2f33b2dfc763a6433!}
{!LANG-e18d9cd4689114e2051cdb3d7e108904!}
{!LANG-0f9759327e62a85964d87eed01b064b9!}
{!LANG-9cbdd71d16af1754b7a7ea5eb26513dd!}
{!LANG-89989b21ae2a194d6c61897816f767f0!}
{!LANG-0ff44e3bf8e69066d2683157ee13cd47!} {!LANG-05fbc1380985d1f3d9d96b8f6aaff36a!}{!LANG-321b3a731cfe2490d6c6a229d9a22fe0!}
{!LANG-316de7050d422e6eea3bfd2a592ddb86!}
простір.
{!LANG-5c05df3b0085c1505ff9b26a8542b346!}
{!LANG-98a54ec5f26ad4c52d55dd8418cd5186!}

{!LANG-d912ea64ceba88aebe11b250fc8bb6ee!}

{!LANG-53f9037d67f0bf848b83970754171ea2!}
{!LANG-c91b28492d5b3d0cc06a802bab029446!}
{!LANG-094e6b31cc7cabf74732ff4dce717f1b!}
{!LANG-5e7cbe4ddddcd47c1d63eaffee42c2a6!}
{!LANG-28709cb348e3db414108c763acf5d67c!}
{!LANG-ea61dc8cf7c934ab66f4376b9e7d92eb!}
{!LANG-c33a7a90fbfd662eee3e8d522bdd368f!}
{!LANG-1fa50b8a29d31fd2065956b4771ca831!}
{!LANG-b8c29580c3a181bb6c80c57615ca81dc!}
{!LANG-13ab303553683939b8637d435fb85456!}
{!LANG-883ff1b803406f8f3293fb6ffcea6bf8!}
{!LANG-3d7a536d14ffe06cea3418d2a9b13f82!}
{!LANG-8ad2c14ece50b3f39676185059727bb1!}
{!LANG-7349872c8d231fa6b3daeb9ee54f20cd!}

{!LANG-995ea5f94b3a708143dc98131527897e!}

{!LANG-68784db80f9d0eb809be404fd886ece6!}
{!LANG-9419cc7d94a008eea23b7a24897bd1df!}
σ
1/4
{!LANG-06f447566617b387f6b8d8212a86d3f7!}
{!LANG-8be536f4c2db82f792f7dd7d949a0592!}
{!LANG-f6dce25d4ab98730c6e3b3e3c2a8438b!}
0
{!LANG-87557cbd9f05a4a875448f6f6b108f35!}

{!LANG-8962b97b7e8858ecb4ff059b5ad85e58!}

{!LANG-43e46738819d54cc9a92aaada23c8e60!}
{!LANG-f7c9a0d7f148f5bf3260002bf7288867!}
{!LANG-6f0ac9526bd728d9875c47967b29d920!}
{!LANG-a2a1d8261c851cc4fd1c88b046ad6e6d!}
{!LANG-85887db3a2c1f926d8917a757407b328!}