Toplinski režim donje površine i atmosfere ukratko. Toplotni režim donje površine. Promjena dnevne amplitude temperature sa visinom

Zagrijavanje n n površine Toplotni bilans površine određuje njenu temperaturu, veličinu i promjenu. Kada se zagreje, ova površina prenosi toplotu (u dugotalasnom opsegu) i na donje slojeve i na atmosferu. Ova površina se naziva aktivna površina.

n n Širenje toplote sa aktivne površine zavisi od sastava donje površine, a određeno je njenim toplotnim kapacitetom i toplotnom provodljivošću. Na površini kontinenata, temeljni supstrat je tlo, u okeanima (morima) - voda.

n Tla općenito imaju niži toplinski kapacitet od vode i veću toplinsku provodljivost. Zbog toga se tla zagrijavaju brže od vode, ali se i brže hlade. n Voda se sporije zagrijava i sporije oslobađa toplinu. Osim toga, kada se površinski slojevi vode ohlade, dolazi do termičke konvekcije, praćene miješanjem.

n n n n Temperatura se mjeri termometrima u stepenima: U SI sistemu - u stepenima Kelvina ºK Nesistemsko: u stepenima Celzijusa ºC i stepenima Farenhajta ºF. 0 ºK = - 273 ºC. 0 ºF = -17,8 °C 0 ºC = 32 ºF

ºC=0,56*F-17,8 ºF=1,8*C+32

Dnevna kolebanja temperature u zemljištima n n n Potrebno je vrijeme za prijenos topline sa sloja na sloj, a trenuci nastupa maksimalnih i minimalnih temperatura tokom dana kasne se svakih 10 cm za oko 3 sata. Amplituda dnevnih temperaturnih fluktuacija sa dubinom smanjuje se za 2 puta na svakih 15 cm. Na prosječnoj dubini od oko 1 m, dnevne fluktuacije temperature tla "smiruju". Sloj u kojem prestaju kolebanja vrijednosti dnevne temperature naziva se sloj stalne dnevne temperature.

n n Amplituda dnevnih temperaturnih fluktuacija sa dubinom smanjuje se za 2 puta na svakih 15 cm. Na prosječnoj dubini od oko 1 m, dnevne fluktuacije temperature tla "smiruju". Sloj u kojem prestaju kolebanja vrijednosti dnevne temperature naziva se sloj stalne dnevne temperature.

Dnevna varijacija temperature u tlu na različitim dubinama od 1 do 80 cm Pavlovsk, maj.

Godišnja kolebanja temperature u zemljištima n n Tokom godine maksimalne i minimalne temperature kasne u prosjeku 20-30 dana po metru.

Godišnja varijacija temperature u tlu na različitim dubinama od 3 do 753 cm u Kalinjingradu

Dnevni hod površinske temperature kopna n n n U dnevnom toku površinske temperature, suhe i bez vegetacije, po vedrom danu, maksimum se javlja nakon 13-14 sati, a minimum - oko izlaska sunca. Oblačnost može poremetiti dnevne varijacije temperature, uzrokujući pomak maksimuma i minimuma. Vlaga i površinska vegetacija imaju veliki uticaj na tok temperature.

n n Dnevni maksimumi površinske temperature mogu biti +80 ºS i više. Dnevne temperaturne amplitude dostižu 40 ºS. Vrijednosti ekstremnih vrijednosti i temperaturnih amplituda zavise od geografske širine mjesta, godišnjeg doba, oblačnosti, toplinskih svojstava površine, njene boje, hrapavosti, prirode vegetacionog pokrivača, orijentacije padina (izloženosti).

n Trenuci temperaturnih maksimuma u vodnim tijelima kasne u odnosu na kopno. Maksimum se javlja oko 1415 sati, minimum - 2-3 sata nakon izlaska sunca.

Dnevne temperaturne fluktuacije u morskoj vodi n n Dnevne temperaturne fluktuacije na površini okeana u visokim geografskim širinama su u prosjeku samo 0,1 ºS, u umjerenim 0,4 ºS, u tropskim - 0,5 ºS. Dubina prodiranja ovih vibracija je 15-20 m.

Godišnje promjene temperature kopna n n Najtopliji mjesec na sjevernoj hemisferi je jul, a najhladniji januar. Godišnje amplitude variraju od 5 ºS na ekvatoru do 60-65 ºS u oštro kontinentalnim uslovima umjerenog pojasa.

Godišnji tok temperature u okeanu n n Godišnje maksimalne i minimalne temperature na površini okeana kasne oko mjesec dana u odnosu na kopno. Maksimum na sjevernoj hemisferi javlja se u avgustu, minimum - u februaru. Godišnje amplitude temperature na površini okeana od 1 ºS na ekvatorijalnim širinama do 10,2 ºS na umjerenim širinama. Godišnje temperaturne fluktuacije prodiru do dubine od 200-300 m.

Prenos toplote u atmosferu n n n Atmosferski vazduh se blago zagreva direktnom sunčevom svetlošću. Atmosferu zagrijava donja površina. Toplota se u atmosferu prenosi konvekcijom, advekcijom i kao rezultat oslobađanja toplote prilikom kondenzacije vodene pare.

Prenos toplote tokom kondenzacije n n Zagrevanjem površine voda se pretvara u vodenu paru. Vodena para se odnosi na vazduh koji se diže. Kada temperatura padne, može se pretvoriti u vodu (kondenzacija). Ovo oslobađa toplinu u atmosferu.

Adijabatski proces n n n U vazduhu koji se diže, temperatura se menja usled adijabatskog procesa (pretvaranjem unutrašnje energije gasa u rad i rada u unutrašnju energiju). Vazduh koji se diže se širi, obavlja rad za koji troši unutrašnju energiju, a temperatura mu se smanjuje. Silazni zrak se, naprotiv, komprimira, energija utrošena na to se oslobađa, a temperatura zraka raste.

n n Suh ili koji sadrži vodenu paru, ali nezasićeni vazduh, dižući se, adijabatski hladi za 1 ºS na svakih 100 m. Vazduh zasićen vodenom parom hladi se za 0,6 ºS kada se podiže za 100 m, pošto u njemu dolazi do kondenzacije praćene oslobađanjem toplote.

Prilikom spuštanja, i suhi i vlažni zrak se podjednako zagrijavaju, jer ne dolazi do kondenzacije vlage. n Za svakih 100 m spuštanja, zrak se zagrijava za 1ºC. n

Inverzija n n n Povećanje temperature s visinom naziva se inverzija, a sloj u kojem temperatura raste s visinom naziva se inverzijski sloj. Vrste inverzije: - Radijacijska inverzija - radijaciona inverzija, nastala nakon zalaska sunca, kada sunčevi zraci zagrijavaju gornje slojeve; - Advektivna inverzija - nastaje kao rezultat prodora (advekcije) toplog vazduha na hladnu površinu; - Orografska inverzija - hladan vazduh struji u udubljenja i tamo stagnira.

Vrste raspodjele temperature po visini a - površinska inverzija, b - površinska izoterma, c - inverzija u slobodnoj atmosferi

Advekcija n n Upad (advekcija) vazdušne mase formirane pod drugim uslovima na datu teritoriju. Tople zračne mase uzrokuju povećanje temperature zraka u datom području, hladne zračne mase uzrokuju smanjenje.

Dnevna varijacija temperature slobodne atmosfere n n n Dnevna i godišnja varijacija temperature u donjoj troposferi do visine od 2 km odražava varijaciju površinske temperature. Sa udaljavanjem od površine, amplitude temperaturnih fluktuacija se smanjuju, a momenti maksimuma i minimuma odlažu. Dnevne fluktuacije temperature zraka zimi su primjetne do visine od 0,5 km, ljeti - do 2 km. U sloju od 2 m, dnevni maksimum se nalazi oko 14-15 sati, a minimum nakon izlaska sunca. Amplituda dnevne temperaturne amplitude opada sa povećanjem geografske širine. Najveći u suptropskim geografskim širinama, najmanji - u polarnim.

n n n Linije jednakih temperatura nazivaju se izotermama. Izoterma sa najvišom prosječnom godišnjom temperaturom naziva se "termalni ekvator". sh.

Godišnja varijacija temperature zraka n n n Zavisi od geografske širine. Od ekvatora do polova povećava se godišnja amplituda kolebanja temperature zraka. Postoje 4 vrste godišnjih temperaturnih varijacija prema veličini amplitude i vremenu početka ekstremnih temperatura.

n n Ekvatorijalni tip - dva maksimuma (nakon ekvinocija) i dva minimuma (nakon solsticija). Amplituda na okeanu je oko 1 ºS, nad kopnom - do 10 ºS. Temperatura je pozitivna tokom cijele godine. Tropski tip - jedan maksimum (nakon ljetnog solsticija) i jedan minimum (nakon zimskog solsticija). Amplituda iznad okeana je oko 5 ºS, na kopnu - do 20 ºS. Temperatura je pozitivna tokom cijele godine.

n n Umjeren tip - jedan maksimum (nad kopnom u julu, nad okeanom - u avgustu) i jedan minimum (na kopnu u januaru, u okeanu - u februaru), četiri godišnja doba. Godišnja temperaturna amplituda raste sa povećanjem geografske širine i povećanjem udaljenosti od okeana: na obali 10 ºS, daleko od okeana - 60 ºS i više. Temperatura tokom hladne sezone je negativna. Polarni tip - zima je veoma duga i hladna, leto kratko i hladno. Godišnja amplituda je 25 ºS i više (nad kopnom do 65 ºS). Temperatura je negativna veći dio godine.

n Komplikujući faktori godišnjih varijacija temperature, kao i dnevne varijacije, su priroda donje površine (vegetacija, snijeg ili ledeni pokrivač), visina terena, udaljenost od okeana, prodor vazdušnih masa različit u termičkom režimu

n n n Prosječna temperatura vazduha u blizini zemljine površine na sjevernoj hemisferi u januaru +8 ºS, u julu +22 ºS; na jugu - u julu +10 ºS, u januaru +17 ºS. Godišnje amplitude kolebanja temperature vazduha su 14 ºS za severnu hemisferu, a samo 7 ºS za južnu, što ukazuje da je južna hemisfera manje kontinentalna. Prosječna godišnja temperatura zraka u blizini površine zemlje je uglavnom +14 ºS.

Svjetski rekorderi n n n Apsolutni maksimumi temperature zraka zabilježeni su: na sjevernoj hemisferi - u Africi (Libija, +58, 1 ºS) i na meksičkom visoravni (Sao Louis, +58 ºS). na južnoj hemisferi - u Australiji (+51ºS), apsolutni minimumi su zabilježeni na Antarktiku (-88,3 ºS, stanica Vostok) i u Sibiru (Verhoyansk, -68 ºS, Oymyakon, -77,8 ºS). Prosječna godišnja temperatura je najviša u sjevernoj Africi (Lu, Somalija, +31 ºS), najniža - na Antarktiku (stanica Vostok, -55, 6 ºS).

Termalni pojasevi n n n Ovo su geografske širine Zemlje sa određenim temperaturama. Zbog neravnomjerne distribucije kopna i oceana, vazdušnih i vodenih struja, termalne zone se ne poklapaju sa zonama osvjetljenja. Za granice pojaseva uzimaju se izoterme - linije jednakih temperatura.

Termalne zone n n Postoji 7 termalnih zona. - vruća zona, koja se nalazi između godišnje izoterme +20 ºS sjeverne i južne hemisfere; - dvije umjerene zone ograničene od ekvatora godišnjom izotermom +20 ºS, a od polova izotermom +10 ºS najtoplijeg mjeseca; - dva hladna pojasa koja se nalaze između izoterme +10 ºS i 0 ºS najtoplijeg mjeseca;

Površina koja se direktno zagreva sunčevim zracima i odaje toplotu donjim slojevima i vazduhu naziva se aktivan. Temperatura aktivne površine, njena vrijednost i promjena (dnevna i godišnja varijacija) određuju se toplinskim bilansom.

Maksimalna vrijednost gotovo svih komponenti toplotnog bilansa uočava se u bližim podnevnim satima. Izuzetak je maksimalna izmjena topline u tlu, koja pada u jutarnjim satima.

Maksimalne amplitude dnevne varijacije komponenti toplotnog bilansa uočavaju se ljeti, a minimalne - zimi. U dnevnom toku površinske temperature, suhe i bez vegetacije, po vedrom danu, maksimum se javlja nakon 13:00 sati, a minimum oko izlaska sunca. Oblačnost narušava pravilan tok površinske temperature i uzrokuje pomak u trenucima maksimuma i minimuma. Vlažnost i vegetacijski pokrivač uvelike utiču na temperaturu površine. Maksimalne dnevne temperature površine mogu biti +80°C ili više. Dnevne fluktuacije dostižu 40°. Njihova vrijednost zavisi od geografske širine mjesta, doba godine, oblačnosti, toplinskih svojstava površine, njene boje, hrapavosti, vegetacijskog pokrivača i izloženosti padina.

Godišnji tok temperature aktivnog sloja je različit na različitim geografskim širinama. Maksimalna temperatura u srednjim i visokim geografskim širinama obično se opaža u junu, a minimalna - u januaru. Amplitude godišnjih fluktuacija temperature aktivnog sloja na niskim geografskim širinama su vrlo male, a na srednjim geografskim širinama na kopnu dostižu 30°. Godišnja kolebanja površinske temperature u umjerenim i visokim geografskim širinama pod snažnim su utjecajem snježnog pokrivača.

Za prijenos topline sa sloja na sloj potrebno je vrijeme, a trenuci nastupa maksimalnih i minimalnih temperatura tokom dana kasne se svakih 10 cm za oko 3 sata. Ako je najviša temperatura na površini bila oko 13:00 sati, na dubini od 10 cm maksimalna temperatura će doći oko 16:00, a na dubini od 20 cm - oko 19:00 sati itd. Uz uzastopno zagrijavanje od donjih slojeva od slojeva iznad, svaki sloj apsorbuje određenu količinu toplote. Što je sloj dublji, prima manje topline i slabije su temperaturne fluktuacije u njemu. Amplituda dnevnih temperaturnih fluktuacija sa dubinom smanjuje se za 2 puta na svakih 15 cm. To znači da ako je na površini amplituda 16°, onda je na dubini od 15 cm 8°, a na dubini od 30 cm 4°.

Na prosječnoj dubini od oko 1 m, dnevne fluktuacije temperature tla "smiruju". Sloj u kojem se ove oscilacije praktično zaustavljaju naziva se sloj stalna dnevna temperatura.

Što je duži period temperaturnih fluktuacija, to se dublje šire. U srednjim geografskim širinama sloj stalne godišnje temperature nalazi se na dubini od 19-20 m, u visokim geografskim širinama na dubini od 25 m. U tropskim geografskim širinama godišnje temperaturne amplitude su male, a sloj konstantne godišnje amplitude je nalazi se na dubini od samo 5-10 m, a minimalne temperature kasne u prosjeku 20-30 dana po metru. Dakle, ako je najniža temperatura na površini zabilježena u januaru, na dubini od 2 m ona se javlja početkom marta. Posmatranja pokazuju da je temperatura u sloju stalne godišnje temperature bliska prosječnoj godišnjoj temperaturi zraka iznad površine.

Voda, koja ima veći toplotni kapacitet i nižu toplotnu provodljivost od zemlje, sporije se zagreva i sporije oslobađa toplotu. Neki od sunčevih zraka koji padaju na površinu vode apsorbuju se u najgornjem sloju, a neki od njih prodiru do znatne dubine, direktno zagrijavajući dio njegovog sloja.

Mobilnost vode omogućava prijenos topline. Zbog turbulentnog miješanja, prijenos topline u dubinu se događa 1000 - 10 000 puta brže nego kroz provođenje topline. Kada se površinski slojevi vode ohlade, dolazi do termičke konvekcije, praćene miješanjem. Dnevne temperaturne fluktuacije na površini okeana u visokim geografskim širinama su u prosjeku samo 0,1°, na umjerenim širinama - 0,4°, u tropskim širinama - 0,5°. Dubina prodiranja ovih vibracija je 15-20m. Godišnje amplitude temperature na površini okeana kreću se od 1° na ekvatorijalnim širinama do 10,2° na umjerenim širinama. Godišnje temperaturne fluktuacije prodiru do dubine od 200-300 m. Trenuci maksimalne temperature u vodnim tijelima kasne su u odnosu na kopno. Maksimum se javlja oko 15-16 sati, minimum - 2-3 sata nakon izlaska sunca.

Toplotni režim donjeg sloja atmosfere.

Vazduh se zagreva uglavnom ne direktno sunčevim zracima, već usled prenosa toplote na njega preko donje površine (procesi zračenja i provođenja toplote). Najvažniju ulogu u prenošenju toplote sa površine na prekrivene slojeve troposfere imaju izmjena toplote i prijenos latentne topline isparavanja. Nasumično kretanje čestica zraka uzrokovano zagrijavanjem neravnomjerno zagrijane donje površine naziva se termička turbulencija ili termička konvekcija.

Ako umjesto malih haotičnih pokretnih vrtloga počnu prevladavati moćna uzlazna (termalna) i manje snažna silazna kretanja zraka, konvekcija se naziva uredno. Zagrijavanje zraka blizu površine juri prema gore, prenoseći toplinu. Toplotna konvekcija se može razviti samo sve dok zrak ima temperaturu višu od temperature okoline u kojoj se diže (nestabilno stanje atmosfere). Ako je temperatura vazduha koji se diže jednaka temperaturi okoline, porast će prestati (indiferentno stanje atmosfere); ako vazduh postane hladniji od okoline, on će početi da tone (stabilno stanje atmosfere).

Uz turbulentno kretanje zraka, sve više njegovih čestica, u dodiru s površinom, prima toplinu, a dižući se i miješajući je predaju drugim česticama. Količina topline koju zrak prima sa površine kroz turbulencije je 400 puta veća od količine topline koju prima kao rezultat zračenja, a kao rezultat prijenosa molekularnom provodljivošću topline - gotovo 500.000 puta. Toplota se sa površine prenosi u atmosferu zajedno sa vlagom koja se isparava sa nje, a zatim se oslobađa tokom procesa kondenzacije. Svaki gram vodene pare sadrži 600 kalorija latentne toplote isparavanja.

U rastućem zraku temperatura se mijenja zbog adijabatski proces, odnosno bez razmene toplote sa okolinom, usled pretvaranja unutrašnje energije gasa u rad i rada u unutrašnju energiju. Pošto je unutrašnja energija proporcionalna apsolutnoj temperaturi gasa, temperatura se menja. Vazduh koji se diže se širi, obavlja rad za koji troši unutrašnju energiju, a temperatura mu se smanjuje. Silazni zrak se, naprotiv, komprimira, energija utrošena na širenje se oslobađa, a temperatura zraka raste.

Količina hlađenja zasićenog zraka kada se podigne za 100 m ovisi o temperaturi zraka i atmosferskom pritisku i varira u širokim granicama. Nezasićeni zrak, spuštajući se, zagrijava se za 1 ° na 100 m, zasićen za manju količinu, jer se u njemu odvija isparavanje, za koje se troši toplina. Uzdižući zasićeni zrak obično gubi vlagu tokom padavina i postaje nezasićen. Kada se spusti, takav se zrak zagrijava za 1 ° na 100 m.

Kao rezultat toga, smanjenje temperature tokom uspona je manje od njenog povećanja tokom spuštanja, a zrak koji se diže i zatim spušta na istom nivou pri istom pritisku imaće drugačiju temperaturu - konačna temperatura će biti viša od početne . Takav proces se zove pseudoadijabatski.

Budući da se zrak zagrijava uglavnom sa aktivne površine, temperatura u nižoj atmosferi po pravilu opada s visinom. Vertikalni gradijent za troposferu u prosjeku iznosi 0,6° na 100 m. Smatra se pozitivnim ako temperatura opada s visinom, a negativnim ako raste. U donjem površinskom sloju vazduha (1,5-2 m) vertikalni gradijenti mogu biti veoma veliki.

Povećanje temperature sa visinom naziva se inverzija, i sloj zraka u kojem temperatura raste s visinom, - inverzioni sloj. U atmosferi se gotovo uvijek mogu uočiti slojevi inverzije. Na površini zemlje, kada je snažno ohlađena, kao rezultat radijacije, radijativna inverzija(inverzija zračenja). Pojavljuje se u vedrim ljetnim noćima i može pokriti sloj od nekoliko stotina metara. Zimi, po vedrom vremenu, inverzija traje nekoliko dana, pa čak i sedmica. Zimske inverzije mogu pokriti sloj do 1,5 km.

Inverzija je pojačana reljefnim uslovima: hladan vazduh struji u depresiju i tamo stagnira. Takve inverzije se nazivaju orografski. Zove moćne inverzije adventivni, nastaju u onim slučajevima kada relativno topao vazduh dolazi na hladnu površinu, hladeći njene donje slojeve. Dnevne advektivne inverzije su slabo izražene, a noću su pojačane radijacijskim hlađenjem. U proljeće, stvaranje takvih inverzija olakšava snježni pokrivač koji se još nije otopio.

Mrazevi su povezani sa pojavom temperaturne inverzije u površinskom sloju vazduha. zamrznuti - smanjenje temperature zraka noću na 0° i niže u vrijeme kada su prosječne dnevne temperature iznad 0° (jesen, proljeće). Takođe se može desiti da se mrazevi primećuju samo na tlu kada je temperatura vazduha iznad nule.

Termičko stanje atmosfere utiče na širenje svjetlosti u njoj. U slučajevima kada se temperatura naglo mijenja s visinom (povećava se ili smanjuje), postoje fatamorgane.

Miraž - imaginarna slika objekta koji se pojavljuje iznad njega (gornja fatamorgana) ili ispod njega (donja fatamorgana). Manje uobičajene su bočne fatamorgane (slika se pojavljuje sa strane). Uzrok fatamorgana je zakrivljenost putanje svjetlosnih zraka koje dolaze od objekta do oka promatrača, kao rezultat njihovog prelamanja na granici slojeva različite gustoće.

Dnevna i godišnja varijacija temperature u donjoj troposferi do visine od 2 km općenito odražava varijaciju površinske temperature. Sa udaljavanjem od površine, amplitude temperaturnih fluktuacija se smanjuju, a momenti maksimuma i minimuma odlažu. Dnevne fluktuacije temperature zraka zimi su primjetne do visine od 0,5 km, ljeti - do 2 km.

Amplituda dnevnih temperaturnih fluktuacija opada sa povećanjem geografske širine. Najveća dnevna amplituda je u suptropskim geografskim širinama, najmanja - u polarnim. U umjerenim geografskim širinama, dnevne amplitude su različite u različito doba godine. U visokim geografskim širinama najveća dnevna amplituda je u proljeće i jesen, u umjerenim geografskim širinama - ljeti.

Godišnji tok temperature vazduha zavisi prvenstveno od geografske širine mesta. Od ekvatora do polova povećava se godišnja amplituda kolebanja temperature zraka.

Postoje četiri tipa godišnjih temperaturnih varijacija prema veličini amplitude i vremenu početka ekstremnih temperatura.

ekvatorijalni tip karakteriziraju dva maksimuma (nakon ekvinocija) i dva minimuma (nakon solsticija). Amplituda iznad okeana je oko 1°, nad kopnom - do 10°. Temperatura je pozitivna tokom cijele godine.

tropski tip - jedan maksimum (nakon letnjeg solsticija) i jedan minimum (nakon zimskog solsticija). Amplituda iznad okeana je oko 5°, na kopnu - do 20°. Temperatura je pozitivna tokom cijele godine.

Umjeren tip - jedan maksimum (na severnoj hemisferi iznad kopna u julu, iznad okeana u avgustu) i jedan minimum (na severnoj hemisferi iznad kopna u januaru, iznad okeana u februaru). Jasno se razlikuju četiri godišnja doba: toplo, hladno i dva prelazna. Godišnja temperaturna amplituda raste sa povećanjem geografske širine, kao i sa udaljenosti od okeana: na obali 10 °, dalje od okeana - do 60 ° i više (u Jakutsku - -62,5 °). Temperatura tokom hladne sezone je negativna.

polarni tip - zima je veoma duga i hladna, leto kratko i prohladno. Godišnje amplitude su 25° i više (nad kopnom do 65°). Temperatura je negativna veći dio godine. Ukupna slika godišnjeg toka temperature vazduha komplikuje se uticajem faktora, među kojima je od posebnog značaja donja površina. Preko vodene površine godišnja temperaturna varijacija je izglađena, a nad kopnom je, naprotiv, izraženija. Snježni i ledeni pokrivač uvelike snižava godišnje temperature. Utječu i visina mjesta iznad nivoa Okeana, reljef, udaljenost od Okeana i oblačnost. Ujednačen tok godišnje temperature zraka narušavaju poremećaji uzrokovani prodorom hladnog ili, obrnuto, toplog zraka. Primer mogu biti prolećni povratak hladnog vremena (hladni talasi), jesenji povratak toplote, zimska odmrzavanja u umerenim geografskim širinama.

Raspodjela temperature zraka na donjoj površini.

Kada bi Zemljina površina bila homogena, a atmosfera i hidrosfera stacionarne, raspodjela topline po površini Zemlje bila bi određena samo prilivom sunčevog zračenja, a temperatura zraka bi se postepeno smanjivala od ekvatora do polova, ostajući isto na svakoj paraleli (solarne temperature). Zaista, prosječne godišnje temperature zraka određene su toplotnim bilansom i zavise od prirode donje površine i kontinuirane međušironske razmjene topline koju vrši kretanje zraka i voda oceana, te se stoga značajno razlikuju od sunčevih temperatura.

Stvarne prosječne godišnje temperature zraka u blizini površine zemlje u niskim geografskim širinama su niže, a na visokim geografskim širinama, naprotiv, više od solarnih. Na južnoj hemisferi stvarne prosječne godišnje temperature na svim geografskim širinama su niže nego na sjevernoj. Prosečna temperatura vazduha u blizini zemljine površine na severnoj hemisferi u januaru iznosi +8°C, u julu +22°C; na jugu - +10°C u julu, +17°C u januaru. Prosječna temperatura zraka za godinu na površini zemlje je u cjelini +14 °C.

Ako na različitim meridijanima označimo najviše prosječne godišnje ili mjesečne temperature i povežemo ih, dobijamo liniju termalni maksimum,često nazivan termalnim ekvatorom. Verovatno je ispravnije posmatrati paralelu (latitudinalni krug) sa najvišim normalnim prosečnim temperaturama u godini ili bilo kom mesecu kao termalni ekvator. Termalni ekvator se ne poklapa sa geografskim i "pomaknut" je; na sjever. Tokom godine kreće se od 20° S. sh. (u julu) do 0° (u januaru). Postoji nekoliko razloga za pomicanje termalnog ekvatora prema sjeveru: prevlast kopna u tropskim geografskim širinama sjeverne hemisfere, antarktički hladni pol i, možda, trajanje ljetnih materija (ljeto na južnoj hemisferi je kraće ).

Termalni pojasevi.

Izoterme se uzimaju izvan granica termičkih (temperaturnih) pojaseva. Postoji sedam termalnih zona:

vrući pojas, smješten između godišnje izoterme + 20 ° sjeverne i južne hemisfere; dvije umjerene zone, ograničene sa strane ekvatora godišnjom izotermom + 20 °, od polova izotermom + 10 ° najtoplijeg mjeseca;

dva hladni pojasevi, koji se nalazi između izoterme + 10° i najtoplijeg mjeseca;

dva mrazni pojasevi nalazi blizu polova i omeđen je izotermom od 0° najtoplijeg mjeseca. Na sjevernoj hemisferi to je Grenland i prostor u blizini sjevernog pola, na južnoj hemisferi - područje unutar paralele od 60° S. sh.

Temperaturne zone su osnova klimatskih zona. Unutar svakog pojasa primjećuju se velike varijacije u temperaturi ovisno o podlozi. Na kopnu je uticaj reljefa na temperaturu veoma velik. Promjena temperature sa visinom za svakih 100 m nije ista u različitim temperaturnim zonama. Vertikalni gradijent u donjem kilometarskom sloju troposfere varira od 0° preko ledene površine Antarktika do 0,8° ljeti nad tropskim pustinjama. Stoga, metoda dovođenja temperature do razine mora pomoću prosječnog gradijenta (6°/100 m) ponekad može dovesti do velikih grešaka. Promjena temperature sa visinom je uzrok vertikalne klimatske zonalnosti.

VODA U ATMOSFERI

Zemljina atmosfera sadrži oko 14.000 km 3 vodene pare. Voda ulazi u atmosferu uglavnom kao rezultat isparavanja sa Zemljine površine. Vlaga se kondenzuje u atmosferi, prenosi se vazdušnim strujama i pada nazad na površinu zemlje. Postoji stalan ciklus vode, moguć zbog njene sposobnosti da bude u tri agregatna stanja (čvrsto, tekuće i parno) i lako prelazi iz jednog stanja u drugo.

Karakteristike vlažnosti vazduha.

Apsolutna vlažnost - sadržaj vodene pare u atmosferi u gramima po 1 m 3 vazduha ("; a";).

Relativna vlažnost - omjer stvarnog pritiska vodene pare i elastičnosti zasićenja, izražen u postocima. Relativna vlažnost karakteriše stepen zasićenosti vazduha vodenom parom.

Nedostatak vlage- nedostatak zasićenja na datoj temperaturi:

tačka rose - temperatura na kojoj ga vodena para u vazduhu zasićuje.

Isparavanje i isparavanje. Vodena para ulazi u atmosferu isparavanjem sa donje površine (fizičko isparavanje) i transpiracijom. Proces fizičkog isparavanja sastoji se u savladavanju kohezionih sila brzim kretanjem molekula vode, u njihovom odvajanju od površine i prelasku u atmosferu. Što je viša temperatura površine koja isparava, to je brže kretanje molekula i više njih ulazi u atmosferu.

Kada je vazduh zasićen vodenom parom, proces isparavanja se zaustavlja.

Proces isparavanja zahtijeva toplinu: za isparavanje 1 g vode potrebno je 597 cal, za isparavanje 1 g leda potrebno je 80 cal više. Kao rezultat, temperatura površine koja isparava opada.

Isparavanje iz okeana na svim geografskim širinama je mnogo veće od isparavanja sa kopna. Njegova maksimalna vrijednost za okean dostiže 3000 cm godišnje. U tropskim geografskim širinama, godišnje količine isparavanja sa površine okeana su najveće i malo se menjaju tokom godine. U umjerenim geografskim širinama, maksimalno isparavanje iz okeana je zimi, u polarnim geografskim širinama - ljeti. Maksimalno isparavanje sa površine zemlje je 1000 mm. Njegove razlike u geografskim širinama određene su ravnotežom zračenja i vlagom. Općenito, u smjeru od ekvatora prema polovima, u skladu sa padom temperature, isparavanje se smanjuje.

U nedostatku dovoljne količine vlage na površini koja isparava, isparavanje ne može biti veliko ni pri visokim temperaturama i velikom deficitu vlage. Moguće isparavanje - isparavanje- u ovom slučaju je veoma velika. Iznad površine vode, isparavanje i isparavanje se poklapaju. Preko kopna, isparavanje može biti mnogo manje od isparavanja. Isparavanje karakterizira količinu mogućeg isparavanja sa zemljišta s dovoljno vlage. Dnevne i godišnje varijacije vlažnosti zraka. Vlažnost zraka se konstantno mijenja zbog promjena temperature isparljive površine i zraka, odnosa procesa isparavanja i kondenzacije, te prijenosa vlage.

Dnevna varijacija apsolutne vlažnosti vazduha može biti jednostruka ili dvostruka. Prvi se poklapa sa dnevnom temperaturnom varijacijom, ima jedan maksimum i jedan minimum i tipičan je za mesta sa dovoljnom količinom vlage. Može se posmatrati iznad okeana, a zimi i u jesen nad kopnom. Dvostruki potez ima dva maksimuma i dva minimuma i tipičan je za zemlju. Jutarnji minimum prije izlaska sunca objašnjava se vrlo slabim isparavanjem (ili čak njegovim odsustvom) tokom noćnih sati. Sa povećanjem dolaska zračeće energije Sunca, isparavanje se povećava, apsolutna vlažnost dostiže maksimum oko 09:00. Kao rezultat toga, razvojna konvekcija - prijenos vlage u gornje slojeve - događa se brže od njenog ulaska u zrak sa površine koja isparava, pa se oko 16:00 javlja drugi minimum. Do večeri konvekcija prestaje, a isparavanje sa površine zagrijane tokom dana je još uvijek prilično intenzivno i vlaga se akumulira u donjim slojevima zraka, stvarajući drugi (večernji) maksimum oko 20-21 sat.

Godišnji hod apsolutne vlažnosti takođe odgovara godišnjem toku temperature. Ljeti je apsolutna vlažnost zraka najveća, a zimi najniža. Dnevni i godišnji hod relativne vlažnosti gotovo je svuda suprotan od kretanja temperature, jer maksimalni sadržaj vlage raste brže od apsolutne vlažnosti sa porastom temperature.

Dnevni maksimum relativne vlažnosti javlja se prije izlaska sunca, minimum - u 15-16 sati. Tokom godine, maksimalna relativna vlažnost zraka, po pravilu, pada na najhladniji mjesec, minimalna - na najtopliji. Izuzetak su područja gdje ljeti duvaju vlažni vjetrovi s mora, a zimi suvi vjetrovi s kopna.

Raspodjela vlažnosti zraka. Sadržaj vlage u zraku u smjeru od ekvatora prema polovima uglavnom opada sa 18-20 mb na 1-2. Maksimalna apsolutna vlažnost (više od 30 g/m 3) zabilježena je iznad Crvenog mora i u delti rijeke. Mekong, najveći prosječni godišnji (više od 67 g / m 3) - iznad Bengalskog zaliva, najmanji prosječni godišnji (oko 1 g / m 3) i apsolutni minimum (manje od 0,1 g / m 3) - iznad Antarktika . Relativna vlažnost se relativno malo mijenja sa zemljopisnom širinom: na primjer, na geografskim širinama 0-10° iznosi maksimalno 85%, na geografskim širinama 30-40° - 70% i na geografskim širinama 60-70° - 80%. Primjetan pad relativne vlažnosti uočen je samo na geografskim širinama od 30-40° na sjevernoj i južnoj hemisferi. Najviša prosječna godišnja vrijednost relativne vlažnosti (90%) zabilježena je na ušću Amazona, najniža (28%) - u Kartumu (dolina Nila).

kondenzacija i sublimacija. U zraku zasićenom vodenom parom, kada njegova temperatura padne do tačke rose ili se količina vodene pare u njemu poveća, kondenzacije - voda prelazi iz stanja pare u tečno stanje. Na temperaturama ispod 0 ° C, voda može, zaobilazeći tečno stanje, prijeći u čvrsto stanje. Ovaj proces se zove sublimacija. I kondenzacija i sublimacija se mogu pojaviti u zraku na jezgrima kondenzacije, na površini zemlje i na površini različitih objekata. Kada temperatura vazduha koji se hladi sa donje površine dostigne tačku rose, rosa, inje, tečne i čvrste naslage, i mraz se talože na hladnu površinu.

rosa - sitne kapljice vode, koje se često spajaju. Obično se javlja noću na površini, na listovima biljaka koje su se ohladile kao rezultat toplotnog zračenja. U umjerenim geografskim širinama rosa daje 0,1-0,3 mm po noći i 10-50 mm godišnje.

inje - tvrdi bijeli talog. Nastaje pod istim uslovima kao i rosa, ali na temperaturama ispod 0° (sublimacija). Kada se formira rosa, oslobađa se latentna toplota; kada se formira mraz, toplota se, naprotiv, apsorbuje.

Tečni i čvrsti plak - tanak vodeni ili ledeni film koji se formira na vertikalnim površinama (zidovi, stupovi, itd.) kada se hladno vrijeme promijeni u toplo vrijeme kao rezultat kontakta vlažnog i toplog zraka sa ohlađenom površinom.

inje - bijeli rastresiti sediment koji se taloži na drveću, žicama i uglovima zgrada iz zraka zasićenog vlagom na temperaturi znatno ispod 0°. led. Obično se formira u jesen i proljeće na temperaturi od 0°, -5°.

Akumulacija produkata kondenzacije ili sublimacije (kapljice vode, kristali leda) u površinskim slojevima zraka naziva se magla ili magla. Magla i izmaglica razlikuju se po veličini kapljica i uzrokuju različite stupnjeve smanjene vidljivosti. U magli vidljivost je 1 km ili manje, u izmaglici - više od 1 km. Kako se kapljice povećavaju, izmaglica se može pretvoriti u maglu. Isparavanje vlage sa površine kapljica može uzrokovati da se magla pretvori u izmaglicu.

Ako dođe do kondenzacije (ili sublimacije) vodene pare na određenoj visini iznad površine, oblaci. Od magle se razlikuju po položaju u atmosferi, fizičkoj strukturi i raznovrsnosti oblika. Formiranje oblaka je uglavnom zbog adijabatskog hlađenja vazduha koji se diže. Uzdižući se i istovremeno postepeno hladeći, zrak dolazi do granice na kojoj je njegova temperatura jednaka tački rose. Ova granica se zove nivo kondenzacije. Iznad, u prisustvu kondenzacijskih jezgara, počinje kondenzacija vodene pare i mogu nastati oblaci. Dakle, donja granica oblaka se praktično poklapa sa nivoom kondenzacije. Gornja granica oblaka određena je nivoom konvekcije - granicama distribucije uzlaznih strujanja zraka. Često se poklapa sa slojevima kašnjenja.

Na velikoj nadmorskoj visini, gde je temperatura vazduha koji se diže ispod 0°, u oblaku se pojavljuju kristali leda. Kristalizacija se obično dešava na temperaturi od -10°C, -15°C. Ne postoji oštra granica između položaja tečnih i čvrstih elemenata u oblaku, postoje moćni prelazni slojevi. Kapljice vode i kristali leda koji čine oblak nose se uzlaznim strujama prema gore i ponovo se spuštaju pod dejstvom gravitacije. Kad padnu ispod granice kondenzacije, kapljice mogu ispariti. U zavisnosti od dominacije pojedinih elemenata, oblaci se dijele na vodene, ledene, mješovite.

Voda Oblaci se sastoje od kapljica vode. Na negativnoj temperaturi, kapljice u oblaku su prehlađene (do -30°C). Radijus kapljice je najčešće od 2 do 7 mikrona, rijetko do 100 mikrona. U 1 cm 3 vodenog oblaka nalazi se nekoliko stotina kapljica.

Ice Oblaci se sastoje od kristala leda.

mješovito sadrže kapljice vode različitih veličina i kristale leda u isto vrijeme. U toploj sezoni vodeni oblaci se pojavljuju uglavnom u donjim slojevima troposfere, mješoviti - u sredini, led - u gornjim. Moderna međunarodna klasifikacija oblaka zasniva se na njihovoj podjeli po visini i izgledu.

Prema izgledu i visini oblaci se dijele u 10 rodova:

I porodica (gornji nivo):

1. vrsta. Cirrus (C)- odvojeni delikatni oblaci, vlaknasti ili nitasti, bez "senki", obično beli, često sjajni.

2nd kind. cirokumulus (CC) - slojevi i grebeni prozirnih pahuljica i kuglica bez senki.

3rd kind. cirostratus (Cs) - tanak, bijel, proziran pokrov.

Svi oblaci gornjeg sloja su zaleđeni.

II porodica (srednji nivo):

4th kind. Altocumulus(AC) - slojevi ili grebeni bijelih ploča i kuglica, osovina. Sastoje se od sitnih kapljica vode.

5. vrsta. Altostratus(As) - glatki ili blago valoviti veo sive boje. To su mješoviti oblaci.

III porodica (niži nivo):

6th kind. Stratocumulus(Ss) - slojevi i grebeni blokova i osovina sive boje. Sastoji se od kapljica vode.

7. vrsta. slojevito(Sv) - veo sivih oblaka. Obično su to oblaci vode.

8. vrsta. Nimbostratus(Ns) - bezoblični sivi sloj. Često"; ovi oblaci su praćeni hrapavom kišom (fn),

Strato-nimbus oblaci pomiješani.

IV porodica (oblaci vertikalnog razvoja):

9. vrsta. Cumulus(Si) - gusti oblačni klubovi i gomile sa skoro horizontalnom osnovom. Kumulusni oblaci su voda.Kumulusni oblaci sa rastrganim ivicama nazivaju se pocepani kumulusi. (Fc).

10. vrsta. Kumulonimbus(Sv) - guste toljage razvijene okomito, vodene u donjem dijelu, ledene u gornjem dijelu.

Prirodu i oblik oblaka određuju procesi koji uzrokuju hlađenje zraka, što dovodi do stvaranja oblaka. Kao rezultat konvekcija, Heterogena površina koja se razvija zagrevanjem stvara kumuluse (porodica IV). Razlikuju se u zavisnosti od intenziteta konvekcije i položaja nivoa kondenzacije: što je konvekcija intenzivnija, njen nivo je veći, to je veća vertikalna snaga kumulusnih oblaka.

Kada se topla i hladna vazdušna masa sretnu, topli vazduh uvek ima tendenciju da se podigne prema hladnom vazduhu. Kako se diže, nastaju oblaci kao rezultat adijabatskog hlađenja. Ako se topli vazduh polako diže duž blago nagnute (1-2 km na udaljenosti od 100-200 km) međuprostora između toplih i hladnih masa (proces uzlaznog klizanja), formira se neprekidni sloj oblaka koji se proteže stotinama kilometara (700- 900 km). Pojavljuje se karakterističan sistem oblaka: isprekidani kišni oblaci se često nalaze ispod (fn), iznad njih - slojevita kiša (Ns), iznad - visokoslojeviti (As), cirostratus (Cs) i cirusni oblaci (OD).

U slučaju kada se topli vazduh snažno potiskuje prema gore hladnim vazduhom koji struji ispod njega, formira se drugačiji sistem oblaka. Budući da se površinski slojevi hladnog zraka zbog trenja kreću sporije od slojeva koji ih prekrivaju, sučelje se u njegovom donjem dijelu naglo savija, topli zrak se diže gotovo okomito i u njemu nastaju kumulonimbusni oblaci. (Cb). Ako se gore uoči klizanje toplog zraka preko hladnog zraka, tada se (kao u prvom slučaju) razvijaju nimbostratusni, altostratusni i cirostratusni oblaci (kao u prvom slučaju). Ako se klizanje naviše zaustavi, oblaci se ne stvaraju.

Zovu se oblaci koji nastaju kada se topli vazduh diže iznad hladnog frontalni. Ako je uzdizanje zraka uzrokovano njegovim strujanjem na padine planina i brda, oblaci nastali u ovom slučaju nazivaju se orografski. Na donjoj granici inverzionog sloja, koji razdvaja gušće i manje guste slojeve vazduha, pojavljuju se talasi dužine nekoliko stotina metara i visine 20-50 m. Na vrhovima ovih talasa, gde se vazduh hladi prilikom podizanja, nastaju oblaci. ; stvaranje oblaka se ne dešava u udubljenjima između vrhova. Dakle, postoje dugačke paralelne trake ili osovine. talasasti oblaci. Ovisno o visini njihovog položaja, oni su altokumulusni ili stratokumulusni.

Ako su u atmosferi već postojali oblaci prije početka talasnog kretanja, oni postaju gušći na vrhovima valova i gustoća se smanjuje u depresijama. Rezultat je često opažena izmjena tamnijih i svjetlijih oblačnih traka. Uz turbulentno miješanje zraka na velikom području, na primjer, kao rezultat povećanog trenja o površini kada se kreće od mora do kopna, formira se sloj oblaka koji se razlikuje po nejednakoj snazi ​​u različitim dijelovima, pa čak i puca. Gubitak topline zračenjem noću zimi i jeseni uzrokuje stvaranje oblaka u zraku s visokim sadržajem vodene pare. Kako se ovaj proces odvija mirno i kontinuirano, pojavljuje se neprekidan sloj oblaka koji se tokom dana tope.

Grmljavina. Proces stvaranja oblaka je uvijek praćen naelektrizacijom i akumulacijom slobodnih naboja u oblacima. Elektrifikacija se uočava čak i kod malih kumulusnih oblaka, ali je posebno intenzivna u snažnim kumulonimbusnim oblacima vertikalnog razvoja sa niskom temperaturom u gornjem dijelu (t

Između dijelova oblaka s različitim nabojima ili između oblaka i tla dolazi do električnih pražnjenja - munja, u pratnji grmljavina. Ovo je grmljavina. Trajanje grmljavinskog nevremena je maksimalno nekoliko sati. Na Zemlji se svakog sata dogodi oko 2.000 oluja s grmljavinom. Povoljni uslovi za nastanak grmljavine su jaka konvekcija i visok sadržaj vode u oblaku. Stoga su grmljavine posebno česte nad kopnom u tropskim geografskim širinama (do 150 dana godišnje sa grmljavinom), u umjerenim geografskim širinama nad kopnom - s grmljavinom 10-30 dana u godini, nad morem - 5-10. Grmljavinske oluje su vrlo rijetke u polarnim područjima.

Svetlosni fenomeni u atmosferi. Kao rezultat refleksije, prelamanja i difrakcije svjetlosnih zraka u kapljicama i ledenim kristalima oblaka pojavljuju se oreoli, krune, duge.

Halo - to su krugovi, lukovi, svjetlosne mrlje (lažna sunca), obojene i bezbojne, koje nastaju u ledenim oblacima gornjeg sloja, češće u cirostratusu. Raznolikost oreola zavisi od oblika ledenih kristala, njihove orijentacije i kretanja; visina sunca iznad horizonta je bitna.

krune - lagani, blago obojeni prstenovi koji okružuju Sunce ili Mjesec, koji su prozirni kroz tanke vodene oblake. Može postojati jedna krunica uz svjetiljku (oreool), a može postojati i nekoliko "dodatnih prstenova" odvojenih prazninama. Svaka kruna ima unutrašnju stranu okrenutu prema zvijezdi plave boje, vanjska strana je crvena. Razlog za pojavu krunica je difrakcija svjetlosti dok prolazi između kapljica i kristala oblaka. Dimenzije krunice zavise od veličine kapi i kristala: što su veće kapi (kristali), to je kruna manja i obrnuto. Ako elementi oblaka postaju sve veći u oblaku, polumjer krune se postepeno smanjuje, a kada se veličina oblačnih elemenata smanjuje (isparavanje) povećava. Velike bijele krune oko Sunca ili Mjeseca "lažna sunca"; stubovi su znakovi lijepog vremena.

Rainbow Vidljivo je na pozadini oblaka obasjanog Suncem iz kojeg padaju kapi kiše. To je svijetli luk, obojen spektralnim bojama: vanjski rub luka je crven, unutrašnji rub je ljubičast. Ovaj luk je dio kruga čiji je centar povezan sa "; osom"; (jedna prava linija) sa okom posmatrača i sa centrom solarnog diska. Ako je Sunce nisko na horizontu, posmatrač vidi polovinu kruga; ako Sunce izlazi, luk postaje manji kako centar kruga pada ispod horizonta. Kada je sunce >42°, duga se ne vidi. Iz aviona možete posmatrati dugu u obliku gotovo potpunog kruga.

Pored glavne duge, postoje i sekundarne, blago obojene. Duga nastaje lomom i refleksijom sunčeve svjetlosti u kapljicama vode. Zrake koje padaju na kapi izlaze iz kapi kao da se razilaze, obojene su, a ovako ih vidi posmatrač. Kada se zraci prelome dva puta u kapi, pojavljuje se sekundarna duga. Boja duge, njena širina i vrsta sekundarnih lukova zavise od veličine kapljica. Velike kapi daju manju, ali svjetliju dugu; kako se kapi smanjuju, duga postaje šira, njene boje postaju mutne; sa vrlo malim kapljicama, gotovo je bijel. Svjetlosne pojave u atmosferi, uzrokovane promjenama svjetlosnog snopa pod utjecajem kapljica i kristala, omogućavaju suđenje strukture i stanja oblaka i mogu se koristiti u predviđanjima vremena.

Oblačnost, dnevna i godišnja varijacija, raspored oblaka.

Oblačnost - stepen pokrivenosti neba oblakom: 0 - vedro nebo, 10 - naoblačenje, 5 - polovina neba je prekrivena oblacima, 1 - oblaci pokrivaju 1/10 neba, itd. Prilikom izračunavanja prosečne oblačnosti, koriste se i desetine jedinice, na primjer: 0,5 5,0, 8,7 itd. U dnevnom toku oblačnosti nad kopnom nalaze se dva maksimuma - rano ujutro i popodne. U jutarnjim satima smanjenje temperature i povećanje relativne vlage doprinose stvaranju slojevitih oblaka, a poslijepodne zbog razvoja konvekcije nastaju kumulusni oblaci. Ljeti je dnevni maksimum izraženiji od jutarnjeg. Zimi prevladavaju slojeviti oblaci, a maksimalna oblačnost se javlja u jutarnjim i noćnim satima. Iznad okeana, dnevni tok oblačnosti je suprotan njegovom toku nad kopnom: maksimalna oblačnost se javlja noću, minimalna - tokom dana.

Godišnji tok oblačnosti je veoma raznolik. Na niskim geografskim širinama, oblačnost se ne mijenja značajno tokom cijele godine. Nad kontinentima maksimalni razvoj konvekcijskih oblaka se javlja ljeti. Ljetni maksimum oblačnosti zabilježen je u području razvoja monsuna, kao i iznad okeana na visokim geografskim širinama. Općenito, u raspodjeli oblačnosti na Zemlji primjetno je zoniranje, prvenstveno zbog preovlađujućeg kretanja zraka – njegovog porasta ili pada. Zabilježena su dva maksimuma - iznad ekvatora zbog snažnih uzlaznih kretanja vlažnog zraka i iznad 60-70 ° With. i y.sh. u vezi s porastom zraka u ciklonima koji prevladavaju u umjerenim geografskim širinama. Nad kopnom je oblačnost manja nego nad okeanom, a njena zonalnost je manje izražena. Minimum oblaka je ograničen na 20-30°S. i s. sh. i do polova; oni su povezani sa spuštanjem vazduha.

Prosječna godišnja oblačnost za cijelu Zemlju je 5,4; preko zemlje 4,9; preko okeana 5.8. Minimalna prosječna godišnja oblačnost zabilježena je u Asuanu (Egipat) 0,5. Maksimalna prosječna godišnja oblačnost (8,8) zabilježena je u Bijelom moru; sjeverne regije Atlantskog i Tihog oceana i obalu Antarktika karakteriziraju veliki oblaci.

Oblaci igraju veoma važnu ulogu u geografskom omotaču. Oni nose vlagu, padavine su povezane s njima. Oblačni pokrivač reflektuje i raspršuje sunčevo zračenje i istovremeno odlaže toplotno zračenje zemljine površine, regulišući temperaturu nižih slojeva vazduha: bez oblaka fluktuacije temperature vazduha bi bile veoma oštre.

Padavine. Padavine su voda koja je pala na površinu iz atmosfere u obliku kiše, rosulje, zrna, snijega, grada. Padavine padaju uglavnom iz oblaka, ali ne daje svaki oblak padavine. Kapljice vode i kristali leda u oblaku su vrlo male, lako ih drži zrak, a čak i slabe uzlazne struje nose ih prema gore. Padavine zahtijevaju da elementi oblaka postanu dovoljno veliki da savladaju rastuće struje i otpor zraka. Povećanje nekih elemenata oblaka događa se na račun drugih, prvo, kao rezultat spajanja kapljica i adhezije kristala, a drugo, a to je glavna stvar, kao rezultat isparavanja nekih elemenata oblaka, difuznog prijenosa i kondenzacije vodene pare na druge.

Do sudara kapljica ili kristala dolazi prilikom nasumičnog (turbulentnog) kretanja ili kada padaju različitim brzinama. Proces fuzije ometa film zraka na površini kapljica, koji uzrokuje odbijanje sudarajućih kapljica, kao i istoimeni električni naboji. Rast nekih elemenata oblaka na račun drugih zbog difuznog prijenosa vodene pare posebno je intenzivan u mješovitim oblacima. Pošto je maksimalni sadržaj vlage iznad vode veći nego nad ledom, za kristale leda u oblaku, vodena para može zasiti prostor, dok za kapljice vode neće doći do zasićenja. Kao rezultat toga, kapljice će početi isparavati, a kristali će brzo rasti zbog kondenzacije vlage na njihovoj površini.

U prisustvu kapljica različitih veličina u vodenom oblaku, vodena para počinje da se kreće do većih kapi i njihovog rasta. Ali pošto je ovaj proces veoma spor, iz vodenih oblaka (stratus, stratocumulus) ispadaju vrlo male kapi (0,05-0,5 mm u prečniku). Oblaci koji su homogene strukture obično ne stvaraju padavine. Posebno povoljni uslovi za pojavu padavina u oblacima vertikalnog razvoja. U donjem dijelu takvog oblaka nalaze se kapljice vode, u gornjem dijelu su kristali leda, u međuzoni su prehlađene kapi i kristali.

U rijetkim slučajevima, kada se u vrlo vlažnom zraku nalazi veliki broj kondenzacijskih jezgara, može se uočiti padavine pojedinačnih kišnih kapi bez oblaka. Kapi kiše imaju prečnik od 0,05 do 7 mm (prosečno 1,5 mm), veće kapljice se raspadaju u vazduhu. U obliku kapi do 0,5 mm u prečniku drizzle.

Kapi kišice koje padaju neprimjetne su za oko. Prava kiša je veća, što jače uzlazne vazdušne struje savladavaju padajućim kapima.Pri brzini uzlaznog vazduha od 4 m/s, kapi prečnika najmanje 1 mm padaju na površinu zemlje: uzlazne struje brzinom od 8 m/s ne može savladati ni najveće padove. Temperatura kišnih kapi koja padaju uvijek je nešto niža od temperature zraka. Ako se kristali leda koji padaju iz oblaka ne tope u zraku, čvrste padavine (snijeg, zrna, grad) padaju na površinu.

Pahuljice su heksagonalni kristali leda sa zracima nastalim u procesu sublimacije. Vlažne pahulje se lijepe i formiraju snježne pahulje. Snježni pelet je sferokristali koji nastaju slučajnim rastom kristala leda u uslovima visoke relativne vlažnosti (veće od 100%). Ako je snježna kuglica prekrivena tankom ljuskom leda, ona se pretvara u ledeni griz.

hail pada u toploj sezoni od snažnih kumulonimbusnih oblaka . Obično je padavina grada kratkotrajna. Tuča nastaje kao rezultat stalnog kretanja ledenih kuglica u oblaku gore-dolje. Padajući, zrna padaju u zonu prehlađenih kapljica vode i prekrivaju se prozirnom ledenom školjkom; zatim se ponovo uzdižu u zonu ledenih kristala i na njihovoj površini se formira neproziran sloj sićušnih kristala.

Tuča ima snježno jezgro i niz naizmjeničnih prozirnih i neprozirnih ledenih školjki. Broj granata i veličina tuče zavise od toga koliko se puta podigla i spustila u oblaku. Najčešće ispada tuča promjera 6-20 mm, ponekad ima mnogo većih. Tuča obično pada u umjerenim geografskim širinama, ali najintenzivnija padavina grada javlja se u tropima. U polarnim područjima tuča ne pada.

Padavine se mjere debljinom sloja vode u milimetrima, koji bi mogao nastati kao rezultat padavina na horizontalnoj površini u odsustvu isparavanja i infiltracije u tlo. Prema intenzitetu (broj milimetara padavina u 1 minuti) padavine se dijele na slabe, umjerene i jake. Priroda padavina zavisi od uslova njihovog formiranja.

nadzemne padavine, karakteriziraju ujednačenost i trajanje, obično padaju u obliku kiše iz nimbostratusnih oblaka.

jake padavine karakterizira brza promjena intenziteta i kratko trajanje. Padaju iz kumulusnih slojevitih oblaka u obliku kiše, snijega, povremeno kiše i grada. Zabilježeni su odvojeni pljuskovi intenziteta do 21,5 mm/min (Havajska ostrva).

Snažne padavine ispadaju iz stratokumulusa i stratokumulusa. Kapljice koje ih sačinjavaju (po hladnom vremenu - najmanji kristali) su jedva vidljive i kao da lebde u zraku.

Dnevni tok padavina poklapa se sa dnevnim tokom oblačnosti. Postoje dvije vrste dnevnih padavina - kontinentalne i morske (obalne). kontinentalni tip ima dva maksimuma (ujutro i popodne) i dva minimuma (noću i prije podne). morski tip- jedan maksimum (noć) i jedan minimum (dan). Godišnji tok padavina je različit u različitim geografskim širinama i u različitim dijelovima iste zone. To zavisi od količine toplote, toplotnog režima, kretanja vazduha, raspodele vode i zemljišta, a u velikoj meri i od topografije. Sva raznolikost godišnjeg toka padavina ne može se svesti na nekoliko tipova, ali se mogu uočiti karakteristične karakteristike za različite geografske širine, koje omogućavaju govoriti o njegovoj zonalnosti. Ekvatorijalne geografske širine karakteriziraju dvije kišne sezone (nakon ekvinocija) razdvojene sa dvije sušne sezone. U pravcu tropskih krajeva dolazi do promjena u godišnjem režimu padavina, izraženih u zbližavanju vlažnih godišnjih doba i njihovom spajanju u blizini tropa u jedno godišnje doba sa obilnim kišama, koje traju 4 mjeseca godišnje. U suptropskim geografskim širinama (35-40°) postoji i jedna kišna sezona, ali ona pada zimi. U umjerenim geografskim širinama, godišnji tok padavina je različit preko okeana, unutrašnjosti kontinenata i obala. Zimske padavine preovlađuju nad okeanom, a ljetne padavine nad kontinentima. Ljetne padavine su tipične i za polarne geografske širine. Godišnji tok padavina u svakom slučaju može se objasniti samo uzimajući u obzir cirkulaciju atmosfere.

Najviše padavina ima u ekvatorijalnim geografskim širinama, gde godišnja količina prelazi 1000-2000 mm. Na ekvatorijalnim ostrvima Tihog okeana padne do 4000-5000 mm godišnje, a na vjetrovitim padinama planina tropskih ostrva do 10000 mm. Obilne padavine uzrokovane su snažnim konvektivnim strujama vrlo vlažnog zraka. Sjeverno i južno od ekvatorijalnih geografskih širina količina padavina se smanjuje, dostižući minimum blizu paralele 25-35 °, gdje njihova prosječna godišnja količina nije veća od 500 mm. U unutrašnjosti kontinenata i na zapadnim obalama kiše mjestimično ne padaju nekoliko godina. U umjerenim geografskim širinama količina padavina ponovo raste i iznosi u prosjeku 800 mm godišnje; u unutrašnjem dijelu kontinenata ima ih manje (500, 400 pa čak i 250 mm godišnje); na obalama okeana više (do 1000 mm godišnje). Na visokim geografskim širinama, pri niskim temperaturama i niskom sadržaju vlage u vazduhu, godišnja količina padavina

Maksimalna prosječna godišnja količina padavina pada u Cherrapunji (Indija) - oko 12.270 mm. Najveća godišnja količina padavina tamo je oko 23.000 mm, najmanja - više od 7.000 mm. Minimalna zabilježena prosječna godišnja količina padavina je u Asuanu (0).

Ukupna količina padavina koja padne na površinu Zemlje u toku godine može na njoj formirati neprekidan sloj visine do 1000 mm.

Snježni pokrivač. Snježni pokrivač nastaje padanjem snijega na površinu zemlje na temperaturi koja je dovoljno niska da je održi. Odlikuje se visinom i gustinom.

Visina snežnog pokrivača, merena u centimetrima, zavisi od količine padavina koja je pala na jedinicu površine, od gustine snega (odnos mase i zapremine), od terena, od vegetacionog pokrivača i takođe i na vetar koji pomera sneg. U umjerenim geografskim širinama, uobičajena visina snježnog pokrivača je 30-50 cm. Njegova najveća visina u Rusiji je zabilježena u slivu srednjeg toka Jeniseja - 110 cm. U planinama može doseći nekoliko metara.

Imajući visok albedo i veliku radijaciju, snježni pokrivač doprinosi snižavanju temperature površinskih slojeva zraka, posebno pri vedrom vremenu. Minimalne i maksimalne temperature vazduha iznad snježnog pokrivača su niže nego u istim uslovima, ali u nedostatku istog.

U polarnim i visokoplaninskim predjelima snježni pokrivač je postojan. U umjerenim geografskim širinama, trajanje njegove pojave varira ovisno o klimatskim uvjetima. Snježni pokrivač koji traje mjesec dana naziva se stabilnim. Takav snježni pokrivač se formira svake godine na većem dijelu teritorije Rusije. Na krajnjem sjeveru traje 8-9 mjeseci, u centralnim regijama - 4-6, na obalama Azovskog i Crnog mora snježni pokrivač je nestabilan. Topljenje snijega je uglavnom uzrokovano izlaganjem toplom zraku koji dolazi iz drugih područja. Pod dejstvom sunčeve svetlosti, oko 36% snežnog pokrivača se topi. Topla kiša pomaže otapanju. Kontaminirani snijeg se brže topi.

Snijeg se ne samo topi, već i isparava na suhom zraku. Ali isparavanje snježnog pokrivača je manje važno od topljenja.

Hidratacija. Za procjenu stanja površinskog vlaženja nije dovoljno znati samo količinu padavina. Uz istu količinu padavina, ali različitu evapotranspiraciju, uslovi vlaženja mogu biti veoma različiti. Za karakterizaciju uslova vlage koristite koeficijent vlage (K), koji predstavlja odnos količine padavina (r) do isparavanja (jedi) za isti period.

Vlaga se obično izražava u postocima, ali se može izraziti i kao razlomak. Ako je količina padavina manja od isparavanja, tj. To manje od 100% (ili To manje od 1), vlaga je nedovoljna. At To više od 100% vlage može biti pretjerano, pri K=100% je normalno. Ako je K=10% (0,1) ili manje od 10%, govorimo o zanemarljivoj vlazi.

U polupustinjama, K je 30%, ali 100% (100-150%).

U toku godine u proseku na površini zemlje padne 511 hiljada km 3 padavina, od čega 108 hiljada km 3 (21%) pada na kopno, ostalo u okeanu. Gotovo polovina svih padavina pada između 20°N. sh. i 20°S sh. Na polarne regije otpada samo 4% padavina.

U prosjeku, za godinu dana sa površine Zemlje ispari onoliko vode koliko padne na nju. Glavni ";izvor"; vlaga u atmosferi je okean u suptropskim geografskim širinama, gdje površinsko zagrijavanje stvara uslove za maksimalno isparavanje na datoj temperaturi. Na istim geografskim širinama na kopnu, gdje je isparavanje veliko, a nema šta da ispari, nastaju regije i pustinje bez drenaže. Za okean u cjelini, bilans vode je negativan (isparavanje je više padavina), na kopnu je pozitivno (isparavanje je manje padavina). Ukupna ravnoteža se izjednačava pomoću odvodnog "viška"; vode od kopna do okeana.

način rada atmosfera Zemlja je istražena kao ... utjecaj na zračenje i termalninačin radaatmosfera određivanje vremena i... površine. Večina termalni energiju koju prima atmosfera, dolazi od temeljnipovršine ...

Toplotna energija ulazi u niže slojeve atmosfere uglavnom sa donje površine. Toplotni režim ovih slojeva

je usko povezan sa termičkim režimom zemljine površine, pa je njegovo proučavanje i jedan od važnih zadataka meteorologije.

Glavni fizički procesi u kojima tlo prima ili odaje toplotu su: 1) prenos toplote zračenjem; 2) turbulentna razmena toplote između donje površine i atmosfere; 3) molekularna razmena toplote između površine zemljišta i donjeg fiksnog susednog sloja vazduha; 4) razmena toplote između slojeva zemljišta; 5) fazni prenos toplote: utrošak toplote za isparavanje vode, otapanje leda i snega na površini i u dubini tla ili njeno oslobađanje tokom reverznih procesa.

Toplotni režim površine zemlje i vodnih tijela određen je njihovim termofizičkim karakteristikama. Prilikom pripreme posebnu pažnju treba obratiti na izvođenje i analizu jednadžbe toplinske provodljivosti tla (Fourierova jednačina). Ako je tlo jednoliko vertikalno, onda je njegova temperatura t na dubini z u trenutku t može se odrediti iz Fourierove jednačine

gdje a- toplotna difuzivnost tla.

Posljedica ove jednadžbe su osnovni zakoni širenja temperaturnih fluktuacija u tlu:

1. Zakon invarijantnosti perioda oscilovanja sa dubinom:

T(z) = const(2)

2. Zakon smanjenja amplitude oscilacija sa dubinom:

(3)

gdje i su amplitude na dubinama a- toplinska difuzivnost sloja tla koji leži između dubina;

3. Zakon faznog pomaka oscilacija sa dubinom (zakon kašnjenja):

(4)

gdje je kašnjenje, tj. razlika između trenutaka početka iste faze oscilacija (na primjer, maksimuma) na dubinama i fluktuacije temperature prodiru u tlo do dubine znp definisano omjerom:

(5)

Osim toga, potrebno je obratiti pažnju na niz posljedica iz zakona smanjenja amplitude oscilacija s dubinom:

a) dubine na kojima u različitim tlima ( ) amplitude temperaturnih fluktuacija sa istim periodom ( = T 2) smanjenja za isti broj puta odnose se jedno na drugo kao kvadratni korijeni toplinske difuzivnosti ovih tla

b) dubine na kojima se u istom tlu ( a= const) amplitude temperaturnih fluktuacija sa različitim periodima ( ) smanjiti za isti iznos =konst, su međusobno povezani kao kvadratni korijeni perioda oscilacija

(7)

Potrebno je jasno razumjeti fizičko značenje i karakteristike formiranja toplotnog toka u tlo.

Površinska gustina toplotnog toka u tlu određena je formulom:

gdje je λ koeficijent toplinske provodljivosti vertikalnog temperaturnog gradijenta tla.

Trenutna vrijednost R izraženi su u kW/m do najbliže stote, sume R - u MJ / m 2 (satnih i dnevnih - do stotih, mjesečnih - do jedinica, godišnje - do desetina).

Prosječna gustina površinskog toplotnog toka kroz površinu tla u vremenskom intervalu t opisuje se formulom

gdje je C volumetrijski toplinski kapacitet tla; interval; z „ str- dubina prodiranja temperaturnih fluktuacija; ∆tcp- razlika između prosječnih temperatura sloja tla do dubine znp na kraju i na početku intervala m. Navedimo glavne primjere zadataka na temu “Toplotni režim tla”.

Zadatak 1. Na kojoj dubini se smanjuje e puta amplituda dnevnih fluktuacija u tlu sa koeficijentom toplotne difuznosti a\u003d 18,84 cm 2 / h?

Rješenje. Iz jednadžbe (3) slijedi da će se amplituda dnevnih fluktuacija smanjiti za faktor e na dubini koja odgovara uvjetu

Zadatak 2. Odrediti dubinu prodiranja dnevnih temperaturnih kolebanja u granit i suhi pijesak, ako su ekstremne površinske temperature susjednih područja sa granitnim tlom 34,8 °C i 14,5 °C, a sa suvim pjeskovitim tlom 42,3 °C i 7,8 °C. termička difuzivnost granita a g \u003d 72,0 cm 2 / h, suhi pijesak a n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Rješenje. Temperaturna amplituda na površini granita i pijeska jednaka je:

Dubina prodiranja se smatra formulom (5):

Zbog veće toplotne difuzivnosti granita, dobili smo i veću dubinu prodiranja dnevnih temperaturnih kolebanja.

Zadatak 3. Pod pretpostavkom da se temperatura gornjeg sloja tla mijenja linearno sa dubinom, treba izračunati površinsku gustinu toplotnog fluksa u suhom pijesku ako je njegova površinska temperatura 23,6 "OD, a temperatura na dubini od 5 cm je 19,4 °C.

Rješenje. Temperaturni gradijent tla u ovom slučaju je jednak:

Toplotna provodljivost suhog pijeska λ= 1,0 W/m*K. Toplotni tok u tlo određuje se formulom:

P = -λ - = 1,0 84,0 10 "3 \u003d 0,08 kW / m 2

Toplotni režim površinskog sloja atmosfere određen je uglavnom turbulentnim mešanjem, čiji intenzitet zavisi od dinamičkih faktora (hrapavost zemljine površine i gradijenti brzine vetra na različitim nivoima, razmera kretanja) i toplotnih faktora (nehomogenost zagrevanja). različitih dijelova površine i vertikalne raspodjele temperature).

Za karakterizaciju intenziteta turbulentnog miješanja koristi se koeficijent turbulentne izmjene ALI i koeficijent turbulencije TO. Oni su povezani omjerom

K \u003d A / str(10)

gdje R - gustina vazduha.

Koeficijent turbulencije To mjereno u m 2 / s, tačno do stotinke. Obično se u površinskom sloju atmosfere koristi koeficijent turbulencije DO] na visokom G"= 1 m Unutar površinskog sloja:

gdje z- visina (m).

Morate znati osnovne metode za određivanje TO\.

Zadatak 1. Izračunajte površinsku gustinu vertikalnog toplotnog fluksa u površinskom sloju atmosfere kroz oblast na kojoj je gustina vazduha normalna, koeficijent turbulencije je 0,40 m 2 /s, a vertikalni temperaturni gradijent je 30,0 °C/100m.

Rješenje. Izračunavamo površinsku gustinu vertikalnog toplotnog toka po formuli

L=1,3*1005*0,40*

Proučavati faktore koji utiču na termički režim površinskog sloja atmosfere, kao i periodične i neperiodične promene temperature slobodne atmosfere. Jednačine toplotnog bilansa zemljine površine i atmosfere opisuju zakon održanja energije koju prima aktivni sloj Zemlje. Razmotrite dnevni i godišnji tok toplotnog bilansa i razloge njegovih promjena.

Književnost

Poglavlje sh, ch. 2, § 1 -8.

Pitanja za samoispitivanje

1. Koji faktori određuju termički režim tla i vodnih tijela?

2. Koje je fizičko značenje termofizičkih karakteristika i kako one utiču na temperaturni režim tla, vazduha, vode?

3. Od čega zavise i kako zavise amplitude dnevnih i godišnjih kolebanja površinske temperature tla?

4. Formulisati osnovne zakone raspodjele temperaturnih fluktuacija u tlu?

5. Koje su posljedice osnovnih zakona raspodjele temperaturnih kolebanja u tlu?

6. Koje su prosječne dubine prodiranja dnevnih i godišnjih temperaturnih kolebanja u tlu i u vodnim tijelima?

7. Kakav je uticaj vegetacije i snježnog pokrivača na termički režim tla?

8. Koje su karakteristike termičkog režima vodnih tijela, za razliku od termičkog režima tla?

9. Koji faktori utiču na intenzitet turbulencije u atmosferi?

10. Koje kvantitativne karakteristike turbulencije znate?

11. Koje su glavne metode za određivanje koeficijenta turbulencije, njihove prednosti i mane?

12. Nacrtati i analizirati dnevni hod koeficijenta turbulencije nad kopnenim i vodenim površinama. Koji su razlozi njihove razlike?

13. Kako se određuje površinska gustina vertikalnog turbulentnog toplotnog toka u površinskom sloju atmosfere?

Tlo je sastavni dio klimatskog sistema, koji je najaktivniji akumulator sunčeve topline koja ulazi na površinu zemlje.

Dnevni hod temperature donje površine ima jedan maksimum i jedan minimum. Minimum se javlja oko izlaska sunca, maksimum se javlja u popodnevnim satima. Faza dnevnog ciklusa i njegova dnevna amplituda zavise od godišnjeg doba, stanja podloge, količine i padavina, a takođe i od lokacije stanica, tipa tla i njegovog mehaničkog sastava.

Prema mehaničkom sastavu tla se dijele na pješčana, pjeskovita ilovasta i ilovasta tla, koja se razlikuju po toplinskom kapacitetu, toplinskoj difuziji i genetskim svojstvima (posebno po boji). Tamna tla apsorbiraju više sunčevog zračenja i stoga se zagrijavaju više od svijetlog tla. Pjeskovita i pjeskovita ilovasta tla, karakterizirana manjom, toplijom od ilovastog.

Godišnji tok temperature donje površine pokazuje jednostavnu periodičnost sa minimumom zimi i maksimumom ljeti. U većem dijelu Rusije najviša temperatura tla bilježi se u julu, na Dalekom istoku u obalnom pojasu Ohotskog mora, u i - u julu - avgustu, na jugu Primorskog kraja - u avgustu.

Maksimalne temperature donje površine tokom većeg dela godine karakterišu ekstremno toplotno stanje tla, a samo za najhladnije mesece - površine.

Vremenski uslovi pogodni za postizanje maksimalnih temperatura donje površine su: oblačno vrijeme, kada je priliv sunčevog zračenja maksimalan; niske brzine vjetra ili zatišje, jer povećanje brzine vjetra povećava isparavanje vlage iz tla; mala količina padavina, budući da suvo tlo karakteriše niža toplotna i toplotna difuzivnost. Osim toga, u suhom tlu manja je potrošnja topline za isparavanje. Stoga se apsolutni temperaturni maksimumi obično zapažaju u najvedrijim sunčanim danima na suhom tlu i obično u poslijepodnevnim satima.

Geografska distribucija prosjeka od apsolutnih godišnjih maksimuma temperature donje površine slična je raspodjeli izogeoterme srednjih mjesečnih temperatura površine tla u ljetnim mjesecima. Izogoterme su uglavnom geografske širine. Utjecaj mora na temperaturu površine tla očituje se u tome što je na zapadnoj obali Japana i, na Sahalinu i Kamčatki, latitudinalni smjer izogeoterma poremećen i postaje blizak meridijanskom (ponavlja obrise obala). U evropskom dijelu Rusije vrijednosti prosjeka apsolutnih godišnjih maksimuma temperature donje površine variraju od 30-35°C na obali sjevernih mora do 60-62°S na jugu Rostova. Region, u Krasnodarskoj i Stavropoljskoj teritoriji, u Republici Kalmikiji i Republici Dagestan. Na tom području prosjek apsolutnih godišnjih maksimuma površinske temperature tla je za 3–5°C niži nego u obližnjim ravničarskim područjima, što je povezano sa utjecajem kota na povećanje padavina u tom području i vlažnost tla. Ravničarske teritorije, zatvorene brdima od preovlađujućih vjetrova, odlikuju se smanjenom količinom padavina i nižim brzinama vjetra, a samim tim i povećanim vrijednostima ekstremnih temperatura površine tla.

Najbrži porast ekstremnih temperatura sa sjevera na jug javlja se u zoni prijelaza iz šume i zona u zonu, što je povezano sa smanjenjem padavina u stepskoj zoni i promjenom sastava tla. Na jugu, uz općenito nisku razinu vlage u tlu, iste promjene vlažnosti tla odgovaraju značajnijim razlikama u temperaturi tla koje se razlikuje po mehaničkom sastavu.

Postoji i naglo smanjenje proseka apsolutnih godišnjih maksimuma temperature donje površine od juga ka severu u severnim regionima evropskog dela Rusije, tokom prelaska iz šumske zone u zone i tundre - oblasti prekomjerna vlaga. Sjeverne regije evropskog dijela Rusije, zbog aktivne ciklonalne aktivnosti, između ostalog, razlikuju se od južnih po povećanoj količini oblačnosti, što naglo smanjuje dolazak sunčevog zračenja na površinu zemlje.

U azijskom dijelu Rusije najniži prosječni apsolutni maksimumi se javljaju na ostrvima i na sjeveru (12–19°S). Kako se krećemo prema jugu, dolazi do porasta ekstremnih temperatura, a na sjeveru evropskih i azijskih dijelova Rusije taj porast se dešava oštrije nego na ostatku teritorije. U područjima s minimalnom količinom padavina (na primjer, područja između rijeka Lene i Aldan), razlikuju se džepovi povišenih ekstremnih temperatura. Pošto su regioni veoma složeni, ekstremne temperature površine tla za stanice koje se nalaze u različitim oblicima reljefa (planinski predeli, baseni, nizije, doline velikih sibirskih reka) se veoma razlikuju. Prosječne vrijednosti apsolutnih godišnjih maksimalnih temperatura donje površine dostižu najveće vrijednosti na jugu azijskog dijela Rusije (osim priobalnih područja). Na jugu Primorskog kraja prosjek apsolutnih godišnjih maksimuma je niži nego u kontinentalnim regijama koje se nalaze na istoj geografskoj širini. Ovdje njihove vrijednosti dosežu 55-59°C.

Minimalne temperature donje površine takođe se primećuju u sasvim specifičnim uslovima: u najhladnijim noćima, u satima blizu izlaska sunca, u anticiklonalnim vremenskim uslovima, kada niska oblačnost pogoduje maksimalnom efektivnom zračenju.

Raspodjela prosječnih izogeotermi od apsolutnih godišnjih minimuma temperature ispod površine slična je raspodjeli izotermi minimalnih temperatura zraka. Na većem dijelu teritorije Rusije, osim južnih i sjevernih regija, prosječne izogeoterme apsolutnih godišnjih minimalnih temperatura donje površine poprimaju meridionalnu orijentaciju (opadajuću od zapada prema istoku). U evropskom dijelu Rusije prosjek apsolutnih godišnjih minimalnih temperatura donje površine varira od -25°C u zapadnim i južnim regijama do -40... -45°C u istočnim i, posebno, sjeveroistočnim regijama. (Timanski greben i Bolshezemelskaya tundra). Najviše srednje vrijednosti apsolutnih godišnjih temperaturnih minimuma (–16…–17°C) javljaju se na obali Crnog mora. U većem dijelu azijskog dijela Rusije prosjek apsolutnih godišnjih minimuma varira unutar -45 ... -55 ° C. Takva neznatna i prilično ujednačena raspodjela temperature na ogromnoj teritoriji povezana je s ujednačenošću uvjeta za formiranje minimalnih temperatura u područjima koja su pod utjecajem Sibira.

U područjima istočnog Sibira sa složenim reljefom, posebno u Republici Saha (Jakutija), uz faktore zračenja, reljefne karakteristike značajno utiču na smanjenje minimalnih temperatura. Ovdje se u teškim uslovima planinske zemlje u depresijama i kotlinama stvaraju posebno povoljni uslovi za hlađenje donje površine. Republika Saha (Jakutija) ima najniže prosječne vrijednosti apsolutnih godišnjih minimuma temperature donje površine u Rusiji (do –57…–60°C).

Na obali arktičkih mora, zbog razvoja aktivne zimske ciklonalne aktivnosti, minimalne temperature su više nego u unutrašnjosti. Izogeoterme imaju gotovo geografski smjer, a smanjenje prosjeka apsolutnih godišnjih minimuma od sjevera prema jugu se događa prilično brzo.

Na obali izogeoterme ponavljaju obrise obala. Utjecaj Aleutskog minimuma očituje se u povećanju prosjeka apsolutnih godišnjih minimuma u priobalnom pojasu u odnosu na unutrašnjost, posebno na južnoj obali Primorskog kraja i na Sahalinu. Prosjek apsolutnih godišnjih minimuma ovdje je –25…–30°S.

Smrzavanje tla ovisi o veličini negativnih temperatura zraka u hladnoj sezoni. Najvažniji faktor koji sprečava smrzavanje tla je prisustvo snježnog pokrivača. Njegove karakteristike kao što su vrijeme formiranja, snaga, trajanje pojave određuju dubinu smrzavanja tla. Kasno uspostavljanje snježnog pokrivača doprinosi većem smrzavanju tla, budući da je u prvoj polovini zime intenzitet smrzavanja tla najveći i, obrnuto, rano uspostavljanje snježnog pokrivača onemogućava značajno smrzavanje tla. Uticaj debljine snježnog pokrivača je najizraženiji u područjima sa niskim temperaturama vazduha.

Na istoj dubini smrzavanja ovisi o vrsti tla, njegovom mehaničkom sastavu i vlažnosti.

Na primjer, u sjevernim regijama Zapadnog Sibira, sa niskim i debelim snježnim pokrivačem, dubina smrzavanja tla je manja nego u južnijim i toplijim regijama sa malim. Neobična slika se odvija u područjima s nestabilnim snježnim pokrivačem (južni dijelovi evropskog dijela Rusije), gdje može doprinijeti povećanju dubine smrzavanja tla. To je zbog činjenice da se s čestim promjenama mraza i odmrzavanja na površini tankog snježnog pokrivača formira ledena kora, čiji je koeficijent toplinske vodljivosti nekoliko puta veći od toplinske provodljivosti snijega i vode. Tlo u prisustvu takve kore hladi se i smrzava mnogo brže. Prisustvo vegetacijskog pokrivača doprinosi smanjenju dubine smrzavanja tla, jer zadržava i akumulira snijeg.