El régimen térmico de la superficie subyacente y la atmósfera brevemente. Régimen térmico de la superficie subyacente. Cambio en la amplitud de la temperatura diaria con la altura

Calentando una superficie n n n El balance de calor de una superficie determina su temperatura, magnitud y cambio. Cuando se calienta, esta superficie transfiere calor (en el rango de onda larga) tanto a las capas subyacentes como a la atmósfera. Esta superficie se llama superficie activa.

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

n Los suelos en general tienen una capacidad calorífica menor que el agua y una conductividad térmica mayor. Por lo tanto, los suelos se calientan más rápido que el agua, pero también se enfrían más rápido. n El agua se calienta más lentamente y libera calor más lentamente. Además, cuando las capas superficiales de agua se enfrían, se produce una convección térmica acompañada de una mezcla.

n n n n La temperatura se mide con termómetros en grados: En el sistema SI - en grados Kelvin ºK No sistémico: En grados Celsius ºС y grados Fahrenheit ºF. 0ºK = - 273ºC. 0 ºF = -17,8 ºC 0 ºC = 32 ºF

ºC=0,56*F-17,8 ºF=1,8*C+32

Fluctuaciones diarias de temperatura en los suelos n n n Se necesita tiempo para transferir calor de una capa a otra, y los momentos de inicio de las temperaturas máximas y mínimas durante el día se retrasan cada 10 cm por aproximadamente 3 horas. La amplitud de las fluctuaciones de temperatura diurnas con la profundidad disminuye 2 veces por cada 15 cm. A una profundidad promedio de aproximadamente 1 m, las fluctuaciones diarias en la temperatura del suelo "se desvanecen". La capa en la que cesan las fluctuaciones en los valores de temperatura diaria se denomina capa de temperatura diaria constante.

n n La amplitud de las fluctuaciones diurnas de temperatura con la profundidad disminuye 2 veces por cada 15 cm. A una profundidad promedio de aproximadamente 1 m, las fluctuaciones diarias en la temperatura del suelo "se desvanecen". La capa en la que cesan las fluctuaciones en los valores de temperatura diaria se denomina capa de temperatura diaria constante.

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

Fluctuaciones anuales de temperatura en los suelos n n Durante el año, las temperaturas máximas y mínimas se retrasan en un promedio de 20-30 días por metro.

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

El curso diario de la temperatura de la superficie terrestre n n n En el curso diario de la temperatura de la superficie, seca y desprovista de vegetación, en un día claro, el máximo ocurre después de 13-14 horas, y el mínimo, alrededor del amanecer. La nubosidad puede perturbar la variación diurna de la temperatura, provocando un desplazamiento de las máximas y mínimas. La humedad y la vegetación superficial tienen una gran influencia en el curso de la temperatura.

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

n Los momentos de máxima temperatura en los cuerpos de agua se retrasan en comparación con la tierra. El máximo ocurre alrededor de las 1415 horas, el mínimo, 2-3 horas después del amanecer.

Fluctuaciones diarias de temperatura en el agua de mar n n Las fluctuaciones diarias de temperatura en la superficie del océano en latitudes altas son en promedio solo 0.1 ºС, en templadas 0.4 ºС, en tropicales - 0.5 ºС. La profundidad de penetración de estas vibraciones es de 15-20 m.

Cambios anuales en la temperatura de la tierra n n El mes más cálido en el hemisferio norte es julio y el mes más frío es enero. Las amplitudes anuales varían de 5 ºС en el ecuador a 60-65 ºС en las condiciones marcadamente continentales de la zona templada.

El curso anual de la temperatura en el océano n n Las temperaturas máximas y mínimas anuales en la superficie del océano se retrasan alrededor de un mes en comparación con la tierra. El máximo en el hemisferio norte ocurre en agosto, el mínimo, en febrero. Amplitudes anuales de temperatura en la superficie del Océano desde 1 ºС en latitudes ecuatoriales hasta 10,2 ºС en latitudes templadas. Las fluctuaciones anuales de temperatura penetran hasta una profundidad de 200-300 m.

Transferencia de calor a la atmósfera n n n El aire atmosférico se calienta ligeramente con la luz solar directa. La atmósfera es calentada por la superficie subyacente. El calor se transfiere a la atmósfera por convección, advección y como resultado de la liberación de calor durante la condensación del vapor de agua.

Transferencia de calor durante la condensación n n Al calentar la superficie, el agua se convierte en vapor de agua. El vapor de agua es arrastrado por el aire ascendente. Cuando baja la temperatura, puede convertirse en agua (condensación). Esto libera calor a la atmósfera.

Proceso adiabático n n n En el aire ascendente, la temperatura cambia debido al proceso adiabático (al convertir la energía interna del gas en trabajo y el trabajo en energía interna). El aire ascendente se expande, realiza un trabajo para el cual gasta energía interna y su temperatura disminuye. El aire que desciende, por el contrario, se comprime, la energía gastada en este se libera y la temperatura del aire aumenta.

n n El aire seco o que contiene vapor de agua, pero no saturado, al ascender se enfría adiabáticamente 1 ºС por cada 100 m El aire saturado con vapor de agua se enfría 0,6 ºС al ascender 100 m, ya que en él se produce condensación acompañada de liberación de calor.

Al bajar, tanto el aire seco como el húmedo se calientan por igual, ya que no se produce condensación de humedad. n Por cada 100 m de descenso, el aire se calienta 1ºC. norte

Inversión n n n Un aumento de la temperatura con la altura se denomina inversión, y una capa en la que la temperatura aumenta con la altura se denomina capa de inversión. Tipos de inversión: - Inversión por radiación - inversión por radiación, formada después de la puesta del sol, cuando los rayos del sol calientan las capas superiores; - Inversión advectiva: se forma como resultado de la intrusión (advección) de aire caliente sobre una superficie fría; - Inversión orográfica: el aire frío fluye hacia las depresiones y se estanca allí.

Tipos de distribución de temperatura con altura a - inversión superficial, b - isoterma superficial, c - inversión en la atmósfera libre

Advección n n La intrusión (advección) de una masa de aire formada bajo otras condiciones en un territorio determinado. Las masas de aire cálido provocan un aumento de la temperatura del aire en un área determinada, las masas de aire frío provocan una disminución.

Variación diaria de temperatura de la atmósfera libre n n n La variación diaria y anual de temperatura en la troposfera inferior hasta una altura de 2 km refleja la variación de temperatura superficial. Con la distancia a la superficie, las amplitudes de las fluctuaciones de temperatura disminuyen y los momentos de máximo y mínimo se retrasan. Las fluctuaciones diarias en la temperatura del aire en invierno son notables hasta una altura de 0,5 km, en verano, hasta 2 km. En la capa de 2 m, el máximo diario se encuentra alrededor de las 14-15 horas y el mínimo después del amanecer. La amplitud de la temperatura diurna disminuye al aumentar la latitud. El más grande en latitudes subtropicales, el más pequeño - en el polar.

n n n Las líneas de temperaturas iguales se llaman isotermas. La isoterma con la temperatura media anual más alta se denomina "ecuador térmico". sh.

Variación anual de la temperatura del aire n n n Depende de la latitud. Desde el ecuador hasta los polos, aumenta la amplitud anual de las fluctuaciones de la temperatura del aire. Existen 4 tipos de variación anual de temperatura según la magnitud de la amplitud y el momento de inicio de las temperaturas extremas.

n n Tipo ecuatorial: dos máximos (después de los equinoccios) y dos mínimos (después de los solsticios). La amplitud en el océano es de aproximadamente 1 ºС, sobre la tierra, hasta 10 ºС. La temperatura es positiva durante todo el año. Tipo tropical: un máximo (después del solsticio de verano) y un mínimo (después del solsticio de invierno). La amplitud sobre el océano es de aproximadamente 5 ºС, en tierra, hasta 20 ºС. La temperatura es positiva durante todo el año.

n n Tipo moderado: uno máximo (sobre la tierra en julio, sobre el océano - en agosto) y un mínimo (sobre la tierra en enero, en el océano - en febrero), cuatro estaciones. La amplitud de la temperatura anual aumenta con el aumento de la latitud y con el aumento de la distancia del océano: en la costa 10 ºС, lejos del océano - 60 ºС y más. La temperatura durante la estación fría es negativa. Tipo polar: el invierno es muy largo y frío, el verano es corto y fresco. La amplitud anual es de 25 ºС y más (sobre tierra hasta 65 ºС). La temperatura es negativa la mayor parte del año.

n Los factores que complican la variación anual de la temperatura, así como la variación diurna, son la naturaleza de la superficie subyacente (vegetación, nieve o capa de hielo), la altura del terreno, la lejanía del océano, la intrusión de masas de aire diferente en régimen térmico

n n n Temperatura media del aire cerca de la superficie terrestre en el hemisferio norte en enero +8 ºС, en julio +22 ºС; en el sur - en julio +10 ºС, en enero +17 ºС. Las amplitudes anuales de las fluctuaciones de la temperatura del aire son de 14 ºС para el hemisferio norte y de solo 7 ºС para el sur, lo que indica que el hemisferio sur es menos continental. La temperatura media anual del aire cerca de la superficie terrestre es generalmente +14 ºС.

Poseedores de récords mundiales n n n Se observaron máximos absolutos de temperatura del aire: en el hemisferio norte, en África (Libia, +58, 1 ºС) y en las tierras altas de México (Sao Louis, +58 ºС). en el hemisferio sur - en Australia (+51ºС), se observaron mínimos absolutos en la Antártida (-88,3 ºС, estación Vostok) y en Siberia (Verkhoyansk, -68 ºС, Oymyakon, -77,8 ºС). La temperatura media anual es la más alta en el norte de África (Lu, Somalia, +31 ºС), la más baja - en la Antártida (estación Vostok, -55, 6 ºС).

Cinturones térmicos n n n Son las zonas latitudinales de la Tierra con determinadas temperaturas. Debido a la distribución desigual de la tierra y los océanos, las corrientes de aire y agua, las zonas térmicas no coinciden con las zonas de iluminación. Para los límites de los cinturones, se toman isotermas: líneas de temperaturas iguales.

Zonas térmicas n n Hay 7 zonas térmicas. - zona caliente, ubicada entre la isoterma anual +20 ºС de los hemisferios norte y sur; - dos zonas templadas, delimitadas desde el ecuador por la isoterma anual +20 ºС, y desde los polos por la isoterma +10 ºС del mes más cálido; - dos cinturones fríos ubicados entre las isotermas +10 ºС y 0 ºС del mes más cálido;

La superficie calentada directamente por los rayos del sol y que emite calor a las capas subyacentes y al aire se llama activo. La temperatura de la superficie activa, su valor y cambio (variación diaria y anual) están determinados por el balance de calor.

El valor máximo de casi todos los componentes del balance de calor se observa en las horas cercanas al mediodía. La excepción es el máximo intercambio de calor en el suelo, que cae en las horas de la mañana.

Las amplitudes máximas de la variación diurna de los componentes del balance de calor se observan en verano, el mínimo, en invierno. En el curso diurno de la temperatura superficial, seca y desprovista de vegetación, en un día despejado, el máximo se produce a partir de las 13:00 horas, y el mínimo se produce en torno a la hora de la salida del sol. La nubosidad interrumpe el curso regular de la temperatura superficial y provoca un cambio en los momentos de máximos y mínimos. La humedad y la cubierta vegetal tienen una gran influencia en la temperatura de la superficie. La temperatura máxima de la superficie durante el día puede ser de + 80°C o más. Las fluctuaciones diarias alcanzan los 40°. Su valor depende de la latitud del lugar, la época del año, la nubosidad, las propiedades térmicas de la superficie, su color, la rugosidad, la cubierta vegetal y la exposición de la pendiente.

El curso anual de la temperatura de la capa activa es diferente en diferentes latitudes. La temperatura máxima en latitudes medias y altas generalmente se observa en junio, la mínima, en enero. Las amplitudes de las fluctuaciones anuales de temperatura de la capa activa en latitudes bajas son muy pequeñas, en latitudes medias terrestres alcanzan los 30°. Las fluctuaciones anuales de la temperatura de la superficie en latitudes templadas y altas están fuertemente influenciadas por la capa de nieve.

Se necesita tiempo para transferir el calor de una capa a otra, y los momentos de inicio de las temperaturas máximas y mínimas durante el día se retrasan cada 10 cm en unas 3 horas. Si la temperatura más alta en la superficie fue alrededor de las 13:00, a una profundidad de 10 cm la temperatura alcanzará un máximo alrededor de las 16:00, y a una profundidad de 20 cm, alrededor de las 19:00, etc. Con sucesivos calentamiento de las capas subyacentes de las superiores, cada capa absorbe una cierta cantidad de calor. Cuanto más profunda es la capa, menos calor recibe y más débiles son las fluctuaciones de temperatura en ella. La amplitud de las fluctuaciones diarias de temperatura con la profundidad disminuye 2 veces por cada 15 cm. Esto significa que si en la superficie la amplitud es de 16°, entonces a una profundidad de 15 cm es de 8°, ya una profundidad de 30 cm es de 4°.

A una profundidad media de aproximadamente 1 m, las fluctuaciones diarias de la temperatura del suelo "se desvanecen". La capa en la que prácticamente se detienen estas oscilaciones se denomina capa Temperatura diaria constante.

Cuanto más largo sea el período de fluctuaciones de temperatura, más profundas se propagarán. En latitudes medias, la capa de temperatura anual constante se encuentra a una profundidad de 19-20 m, en latitudes altas a una profundidad de 25 m, en latitudes tropicales, las amplitudes de temperatura anual son pequeñas y la capa de amplitud anual constante es se localiza a una profundidad de sólo 5-10 m y las temperaturas mínimas se retrasan en un promedio de 20-30 días por metro. Así, si la temperatura más baja en la superficie se observó en enero, a 2 m de profundidad se presenta a principios de marzo. Las observaciones muestran que la temperatura en la capa de temperatura anual constante está cerca de la temperatura media anual del aire sobre la superficie.

El agua, que tiene una capacidad calorífica más alta y una conductividad térmica más baja que la tierra, se calienta más lentamente y libera calor más lentamente. Algunos de los rayos del sol que caen sobre la superficie del agua son absorbidos por la capa superior, y algunos de ellos penetran a una profundidad considerable, calentando directamente parte de su capa.

La movilidad del agua hace posible la transferencia de calor. Debido a la mezcla turbulenta, la transferencia de calor en profundidad ocurre de 1000 a 10 000 veces más rápido que a través de la conducción de calor. Cuando las capas superficiales de agua se enfrían, se produce una convección térmica, acompañada de una mezcla. Las fluctuaciones diarias de temperatura en la superficie del océano en latitudes altas son en promedio de solo 0,1°, en latitudes templadas - 0,4°, en latitudes tropicales - 0,5°. La profundidad de penetración de estas vibraciones es de 15-20 m. Las amplitudes de temperatura anuales en la superficie del océano van desde 1° en latitudes ecuatoriales hasta 10,2° en latitudes templadas. Las fluctuaciones anuales de temperatura penetran hasta una profundidad de 200-300 m Los momentos de máxima temperatura en los cuerpos de agua son tardíos en comparación con la tierra. El máximo ocurre alrededor de las 15-16 horas, el mínimo, 2-3 horas después del amanecer.

Régimen térmico de la capa inferior de la atmósfera.

El aire se calienta principalmente no por los rayos del sol directamente, sino por la transferencia de calor a través de la superficie subyacente (los procesos de radiación y conducción de calor). El papel más importante en la transferencia de calor desde la superficie a las capas superiores de la troposfera lo desempeñan intercambio de calor y transferencia de calor latente de vaporización. El movimiento aleatorio de las partículas de aire causado por el calentamiento de una superficie subyacente calentada de manera desigual se denomina turbulencia térmica o convección térmica.

Si en lugar de pequeños vórtices en movimiento caótico, comienzan a predominar poderosos movimientos ascendentes (térmicos) y descendentes menos poderosos, se llama convección. ordenado. El aire que se calienta cerca de la superficie se precipita hacia arriba, transfiriendo calor. La convección térmica solo puede desarrollarse mientras el aire tenga una temperatura superior a la temperatura del ambiente en el que se eleva (un estado inestable de la atmósfera). Si la temperatura del aire ascendente es igual a la temperatura de su entorno, el ascenso se detendrá (un estado indiferente de la atmósfera); si el aire se vuelve más frío que el ambiente, comenzará a hundirse (el estado estacionario de la atmósfera).

Con el movimiento turbulento del aire, más y más de sus partículas, en contacto con la superficie, reciben calor, y al elevarse y mezclarse, lo dan a otras partículas. La cantidad de calor que recibe el aire de la superficie a través de la turbulencia es 400 veces mayor que la cantidad de calor que recibe como resultado de la radiación y como resultado de la transferencia por conducción de calor molecular, casi 500.000 veces. El calor se transfiere de la superficie a la atmósfera junto con la humedad que se evapora de ella y luego se libera durante el proceso de condensación. Cada gramo de vapor de agua contiene 600 calorías de calor latente de vaporización.

En el aire ascendente, la temperatura cambia debido a adiabático proceso, es decir, sin intercambio de calor con el ambiente, debido a la conversión de la energía interna del gas en trabajo y trabajo en energía interna. Dado que la energía interna es proporcional a la temperatura absoluta del gas, la temperatura cambia. El aire ascendente se expande, realiza un trabajo para el cual gasta energía interna y su temperatura disminuye. El aire que desciende, por el contrario, se comprime, la energía gastada en la expansión se libera y la temperatura del aire aumenta.

La cantidad de enfriamiento del aire saturado cuando se eleva 100 m depende de la temperatura del aire y la presión atmosférica y varía dentro de amplios límites. El aire no saturado, al descender, se calienta en 1 ° por 100 m, saturado en menor cantidad, ya que en él se produce la evaporación, por lo que se gasta calor. El aire saturado ascendente generalmente pierde humedad durante la precipitación y se vuelve insaturado. Cuando se baja, dicho aire se calienta en 1 ° por 100 m.

Como resultado, la disminución de la temperatura durante el ascenso es menor que su aumento durante el descenso, y el aire que sube y luego desciende al mismo nivel a la misma presión tendrá una temperatura diferente: la temperatura final será más alta que la inicial. . Tal proceso se llama pseudoadiabático.

Dado que el aire se calienta principalmente desde la superficie activa, la temperatura en la atmósfera inferior, por regla general, disminuye con la altura. El gradiente vertical de la troposfera tiene un promedio de 0,6° por 100 m, se considera positivo si la temperatura disminuye con la altura y negativo si aumenta. En la capa de aire de la superficie inferior (1,5-2 m), los gradientes verticales pueden ser muy grandes.

El aumento de temperatura con la altura se llama inversión, y una capa de aire en la que la temperatura aumenta con la altura, - capa de inversión. En la atmósfera, casi siempre se pueden observar capas de inversión. En la superficie de la tierra, cuando se enfría fuertemente, como resultado de la radiación, inversión radiativa(inversión de radiación) . Aparece en las noches claras de verano y puede cubrir una capa de varios cientos de metros. En invierno, con tiempo despejado, la inversión persiste durante varios días e incluso semanas. Las inversiones de invierno pueden cubrir una capa de hasta 1,5 km.

La inversión se ve reforzada por las condiciones del relieve: el aire frío fluye hacia la depresión y se estanca allí. Tales inversiones se llaman orográfico. Inversiones poderosas llamadas adventicio, se forman en aquellos casos en que el aire relativamente cálido llega a una superficie fría, enfriando sus capas inferiores. Las inversiones advectivas diurnas se expresan débilmente, por la noche se ven reforzadas por el enfriamiento radiativo. En primavera, la formación de tales inversiones se ve facilitada por la capa de nieve que aún no se ha derretido.

Las heladas están asociadas al fenómeno de inversión de temperatura en la capa de aire superficial. Congelar - una disminución de la temperatura del aire en la noche a 0 ° y menos en un momento en que las temperaturas diarias promedio están por encima de 0 ° (otoño, primavera). También puede ser que las heladas se observen solo en el suelo cuando la temperatura del aire por encima de él es superior a cero.

El estado térmico de la atmósfera afecta a la propagación de la luz en ella. En los casos en que la temperatura cambia bruscamente con la altura (aumenta o disminuye), hay espejismos

Espejismo: una imagen imaginaria de un objeto que aparece encima (espejismo superior) o debajo (espejismo inferior). Menos comunes son los espejismos laterales (la imagen aparece de lado). La causa de los espejismos es la curvatura de la trayectoria de los rayos de luz provenientes de un objeto al ojo del observador, como resultado de su refracción en el límite de capas con diferentes densidades.

La variación de temperatura diaria y anual en la troposfera inferior hasta una altura de 2 km refleja generalmente la variación de temperatura superficial. Con la distancia a la superficie, las amplitudes de las fluctuaciones de temperatura disminuyen y los momentos de máximo y mínimo se retrasan. Las fluctuaciones diarias en la temperatura del aire en invierno son notables hasta una altura de 0,5 km, en verano, hasta 2 km.

La amplitud de las fluctuaciones de temperatura diurnas disminuye con el aumento de la latitud. La mayor amplitud diaria se encuentra en las latitudes subtropicales, la más pequeña, en las polares. En latitudes templadas, las amplitudes diurnas son diferentes en diferentes épocas del año. En latitudes altas, la mayor amplitud diaria es en primavera y otoño, en latitudes templadas, en verano.

El curso anual de la temperatura del aire depende principalmente de la latitud del lugar. Desde el ecuador hasta los polos, aumenta la amplitud anual de las fluctuaciones de la temperatura del aire.

Existen cuatro tipos de variación anual de temperatura según la magnitud de la amplitud y el momento de inicio de las temperaturas extremas.

tipo ecuatorial caracterizado por dos máximos (después de los equinoccios) y dos mínimos (después de los solsticios). La amplitud sobre el océano es de aproximadamente 1°, sobre la tierra, hasta 10°. La temperatura es positiva durante todo el año.

tipo tropical - un máximo (después del solsticio de verano) y un mínimo (después del solsticio de invierno). La amplitud sobre el Océano es de unos 5°, en tierra - hasta 20°. La temperatura es positiva durante todo el año.

Tipo moderado - un máximo (en el hemisferio norte sobre tierra en julio, sobre el océano en agosto) y un mínimo (en el hemisferio norte sobre tierra en enero, sobre el océano en febrero). Se distinguen claramente cuatro estaciones: cálida, fría y dos de transición. La amplitud de la temperatura anual aumenta con el aumento de la latitud, así como con la distancia al océano: en la costa 10°, lejos del océano - hasta 60° y más (en Yakutsk - -62,5°). La temperatura durante la estación fría es negativa.

tipo polar - el invierno es muy largo y frío, el verano es corto y fresco. Las amplitudes anuales son de 25° y más (sobre tierra hasta 65°). La temperatura es negativa la mayor parte del año. La imagen general del curso anual de la temperatura del aire se complica por la influencia de factores, entre los cuales la superficie subyacente es de particular importancia. Sobre la superficie del agua, la variación anual de temperatura se suaviza; sobre la tierra, por el contrario, es más pronunciada. La capa de nieve y hielo reduce en gran medida las temperaturas anuales. La altura del lugar sobre el nivel del Océano, el relieve, la distancia al Océano y la nubosidad también afectan. El curso suave de la temperatura anual del aire se ve perturbado por perturbaciones causadas por la intrusión de aire frío o, por el contrario, cálido. Un ejemplo puede ser el regreso primaveral del clima frío (olas de frío), el regreso otoñal del calor, los deshielos invernales en latitudes templadas.

Distribución de la temperatura del aire en la superficie subyacente.

Si la superficie terrestre fuera homogénea, y la atmósfera y la hidrosfera fueran estacionarias, la distribución del calor sobre la superficie terrestre estaría determinada únicamente por el influjo de la radiación solar, y la temperatura del aire disminuiría gradualmente desde el ecuador hasta los polos, permaneciendo la misma. misma en cada paralelo (temperaturas solares). De hecho, las temperaturas medias anuales del aire están determinadas por el balance de calor y dependen de la naturaleza de la superficie subyacente y del continuo intercambio de calor interlatitudinal llevado a cabo por el movimiento del aire y las aguas del océano, y por lo tanto difieren significativamente de las temperaturas solares.

Las temperaturas medias anuales reales del aire cerca de la superficie terrestre en latitudes bajas son más bajas, y en latitudes altas, por el contrario, son más altas que las solares. En el hemisferio sur, las temperaturas medias anuales reales en todas las latitudes son más bajas que en el norte. La temperatura media del aire cerca de la superficie terrestre en el hemisferio norte en enero es de +8°C, en julio de +22°C; en el sur - +10° C en julio, +17° C en enero. La temperatura media del aire durante el año en la superficie terrestre es de +14 °C en su conjunto.

Si marcamos las temperaturas medias anuales o mensuales más altas en diferentes meridianos y los conectamos, obtenemos una línea máximo térmico, a menudo llamado el ecuador térmico. Probablemente sea más correcto considerar el paralelo (círculo latitudinal) con las temperaturas medias normales más altas del año o de cualquier mes como el ecuador térmico. El ecuador térmico no coincide con el geográfico y está "desplazado"; al norte Durante el año se mueve de 20° N. sh. (en julio) a 0° (en enero). Hay varias razones para el desplazamiento del ecuador térmico hacia el norte: el predominio de la tierra en las latitudes tropicales del hemisferio norte, el polo frío antártico y, quizás, la duración de los asuntos de verano (el verano en el hemisferio sur es más corto ).

Cinturones térmicos.

Las isotermas se llevan más allá de los límites de los cinturones térmicos (de temperatura). Hay siete zonas termales:

cinturón caliente, ubicada entre la isoterma anual + 20° de los hemisferios norte y sur; dos zonas templadas, delimitadas del lado del ecuador por la isoterma anual + 20°, de los polos por la isoterma + 10° del mes más cálido;

dos cinturones fríos, ubicado entre la isoterma +10° yy el mes más cálido;

dos cinturones de escarcha ubicado cerca de los polos y limitado por la isoterma 0° del mes más cálido. En el hemisferio norte, esto es Groenlandia y el espacio cerca del polo norte, en el hemisferio sur, el área dentro del paralelo de 60 ° S. sh.

Las zonas de temperatura son la base de las zonas climáticas. Dentro de cada cinturón, se observan grandes variaciones de temperatura dependiendo de la superficie subyacente. En tierra, la influencia del relieve sobre la temperatura es muy grande. El cambio de temperatura con la altura por cada 100 m no es el mismo en diferentes zonas de temperatura. El gradiente vertical en la capa kilométrica inferior de la troposfera varía de 0° sobre la superficie de hielo de la Antártida a 0,8° en verano sobre los desiertos tropicales. Por lo tanto, el método de llevar las temperaturas al nivel del mar utilizando un gradiente medio (6°/100 m) a veces puede dar lugar a graves errores. El cambio de temperatura con la altura es la causa de la zonalidad climática vertical.

AGUA EN LA ATMÓSFERA

La atmósfera terrestre contiene unos 14.000 km 3 de vapor de agua. El agua ingresa a la atmósfera principalmente como resultado de la evaporación de la superficie de la Tierra. La humedad se condensa en la atmósfera, es transportada por las corrientes de aire y vuelve a caer a la superficie terrestre. Hay un ciclo constante del agua, posible debido a su capacidad de estar en tres estados (sólido, líquido y vapor) y pasar fácilmente de un estado a otro.

Características de la humedad del aire.

Humedad absoluta - el contenido de vapor de agua en la atmósfera en gramos por 1 m 3 de aire ("; a";).

Humedad relativa - la relación entre la presión de vapor de agua real y la elasticidad de saturación, expresada como porcentaje. La humedad relativa caracteriza el grado de saturación del aire con vapor de agua.

Deficiencia de humedad- falta de saturación a una temperatura dada:

Punto de rocío - la temperatura a la cual el vapor de agua en el aire lo satura.

Evaporación y evaporación. El vapor de agua ingresa a la atmósfera a través de la evaporación de la superficie subyacente (evaporación física) y la transpiración. El proceso de evaporación física consiste en vencer las fuerzas cohesivas mediante el rápido movimiento de las moléculas de agua, en separarlas de la superficie y pasar a la atmósfera. Cuanto mayor sea la temperatura de la superficie de evaporación, más rápido será el movimiento de las moléculas y más entrará en la atmósfera.

Cuando el aire está saturado de vapor de agua, el proceso de evaporación se detiene.

El proceso de evaporación requiere calor: la evaporación de 1 g de agua requiere 597 cal, la evaporación de 1 g de hielo requiere 80 cal más. Como resultado, la temperatura de la superficie de evaporación disminuye.

La evaporación del océano en todas las latitudes es mucho mayor que la evaporación de la tierra. Su valor máximo para el Océano alcanza los 3000 cm por año. En las latitudes tropicales, las cantidades anuales de evaporación de la superficie del océano son las más grandes y cambian poco durante el año. En latitudes templadas, la evaporación máxima del océano es en invierno, en latitudes polares, en verano. La evaporación máxima desde la superficie terrestre es de 1000 mm. Sus diferencias de latitud están determinadas por el balance de radiación y la humedad. En general, en la dirección del ecuador a los polos, de acuerdo con la disminución de la temperatura, la evaporación disminuye.

En ausencia de una cantidad suficiente de humedad en la superficie de evaporación, la evaporación no puede ser grande incluso a altas temperaturas y con un gran déficit de humedad. Posible evaporación - evaporación- en este caso es muy grande. Por encima de la superficie del agua, la evaporación y la evaporación coinciden. Sobre la tierra, la evaporación puede ser mucho menor que la evaporación. La evaporación caracteriza la cantidad de posible evaporación de la tierra con suficiente humedad. Variaciones diarias y anuales de la humedad del aire. La humedad del aire cambia constantemente debido a los cambios en la temperatura de la superficie de evaporación y el aire, la relación de los procesos de evaporación y condensación y la transferencia de humedad.

Variación diaria de la humedad absoluta del aire puede ser individual o doble. La primera coincide con la variación diaria de temperatura, tiene una máxima y una mínima, y ​​es típica de lugares con suficiente humedad. Se puede observar sobre el océano y en invierno y otoño sobre la tierra. El movimiento doble tiene dos altos y dos bajos y es típico de la tierra. El mínimo de la mañana antes del amanecer se explica por una evaporación muy débil (o incluso su ausencia) durante las horas de la noche. Con un aumento en la llegada de la energía radiante del Sol, aumenta la evaporación, la humedad absoluta alcanza un máximo alrededor de las 09:00. Como resultado, la convección en desarrollo, la transferencia de humedad a las capas superiores, ocurre más rápido que su entrada al aire desde la superficie de evaporación, por lo tanto, alrededor de las 16:00, ocurre un segundo mínimo. Por la tarde, la convección se detiene y la evaporación de la superficie calentada durante el día sigue siendo bastante intensa y la humedad se acumula en las capas inferiores del aire, creando un segundo máximo (vespertino) alrededor de las 20-21 horas.

El curso anual de la humedad absoluta también corresponde al curso anual de la temperatura. En verano la humedad absoluta es la más alta, en invierno es la más baja. El curso diario y anual de la humedad relativa es casi en todas partes opuesto al curso de la temperatura, ya que el contenido máximo de humedad aumenta más rápido que la humedad absoluta con el aumento de la temperatura.

El máximo diario de humedad relativa ocurre antes del amanecer, el mínimo, a las 15-16 horas. Durante el año, la humedad relativa máxima, por regla general, cae en el mes más frío, el mínimo, en el más cálido. Las excepciones son las áreas en las que soplan vientos húmedos del mar en verano y vientos secos del continente en invierno.

La distribución de la humedad del aire. El contenido de humedad en el aire en la dirección del ecuador a los polos generalmente disminuye de 18-20 mb a 1-2. La humedad absoluta máxima (más de 30 g/m 3 ) se registró sobre el Mar Rojo y en el delta del río. Mekong, el promedio anual más grande (más de 67 g / m 3) - sobre la Bahía de Bengala, el promedio anual más pequeño (alrededor de 1 g / m 3) y el mínimo absoluto (menos de 0,1 g / m 3) - sobre la Antártida . La humedad relativa cambia relativamente poco con la latitud: por ejemplo, en latitudes 0-10° es un máximo del 85%, en latitudes 30-40° - 70% y en latitudes 60-70° - 80%. Se observa una disminución notable de la humedad relativa solo en latitudes de 30-40° en los hemisferios norte y sur. El valor promedio anual más alto de humedad relativa (90%) se observó en la desembocadura del Amazonas, el más bajo (28%) en Jartum (Valle del Nilo).

condensación y sublimación. En aire saturado con vapor de agua, cuando su temperatura desciende hasta el punto de rocío o aumenta la cantidad de vapor de agua en él, condensación - el agua cambia de un estado de vapor a un estado líquido. A temperaturas por debajo de 0 ° C, el agua puede, sin pasar por el estado líquido, pasar al estado sólido. Este proceso se llama sublimación. Tanto la condensación como la sublimación pueden ocurrir en el aire en los núcleos de condensación, en la superficie de la tierra y en la superficie de varios objetos. Cuando la temperatura del aire que se enfría desde la superficie subyacente alcanza el punto de rocío, el rocío, la escarcha, los depósitos líquidos y sólidos y la escarcha se depositan en la superficie fría.

Rocío - pequeñas gotas de agua, a menudo fusionándose. Suele aparecer de noche en la superficie, en las hojas de las plantas que se han enfriado como consecuencia de la radiación de calor. En latitudes templadas, el rocío da 0,1-0,3 mm por noche y 10-50 mm por año.

escarcha - precipitado blanco duro. Formado en las mismas condiciones que el rocío, pero a temperaturas inferiores a 0° (sublimación). Cuando se forma rocío, se libera calor latente; cuando se forma escarcha, por el contrario, se absorbe calor.

Placa liquida y solida - una película delgada de agua o hielo que se forma en las superficies verticales (paredes, postes, etc.) cuando el clima frío cambia a clima cálido como resultado del contacto del aire húmedo y cálido con una superficie enfriada.

escarcha - sedimento blanco suelto que se deposita en los árboles, cables y esquinas de los edificios del aire saturado de humedad a una temperatura muy por debajo de 0 °. hielo. Suele formarse en otoño y primavera a una temperatura de 0°, -5°.

La acumulación de productos de condensación o sublimación (gotas de agua, cristales de hielo) en las capas superficiales del aire se denomina neblina o bruma. La niebla y la neblina difieren en el tamaño de las gotas y causan diferentes grados de visibilidad reducida. En niebla, la visibilidad es de 1 km o menos, en neblina, más de 1 km. A medida que las gotas se hacen más grandes, la neblina puede convertirse en niebla. La evaporación de la humedad de la superficie de las gotas puede hacer que la niebla se convierta en neblina.

Si la condensación (o sublimación) del vapor de agua ocurre a cierta altura sobre la superficie, nubes Se diferencian de la niebla en su posición en la atmósfera, en su estructura física y en su variedad de formas. La formación de nubes se debe principalmente al enfriamiento adiabático del aire ascendente. Ascendiendo y al mismo tiempo enfriándose gradualmente, el aire alcanza el límite en el que su temperatura es igual al punto de rocío. Esta frontera se llama nivel de condensación. Arriba, en presencia de núcleos de condensación, comienza la condensación del vapor de agua y pueden formarse nubes. Así, el límite inferior de las nubes coincide prácticamente con el nivel de condensación. El límite superior de las nubes está determinado por el nivel de convección: los límites de la distribución de las corrientes de aire ascendentes. A menudo coincide con las capas de retardo.

A gran altura, donde la temperatura del aire ascendente es inferior a 0°, aparecen cristales de hielo en la nube. La cristalización generalmente ocurre a una temperatura de -10 ° C, -15 ° C. No hay un límite definido entre la ubicación de los elementos líquidos y sólidos en la nube, hay poderosas capas de transición. Las gotas de agua y los cristales de hielo que forman la nube son arrastrados hacia arriba por las corrientes ascendentes y descienden nuevamente bajo la acción de la gravedad. Al caer por debajo del límite de condensación, las gotas pueden evaporarse. Dependiendo del predominio de ciertos elementos, las nubes se dividen en agua, hielo, mixtos.

Agua Las nubes están formadas por gotitas de agua. A una temperatura negativa, las gotas en la nube se sobreenfrían (hasta -30°C). El radio de la gota suele ser de 2 a 7 micras, rara vez hasta 100 micras. En 1 cm 3 de una nube de agua hay varios cientos de gotas.

Hielo Las nubes están formadas por cristales de hielo.

mezclado contienen gotas de agua de diferentes tamaños y cristales de hielo al mismo tiempo. En la estación cálida, las nubes de agua aparecen principalmente en las capas inferiores de la troposfera, mezcladas -en el medio, hielo- en las superiores. La clasificación internacional moderna de las nubes se basa en su división por altura y apariencia.

Según su apariencia y altura, las nubes se dividen en 10 géneros:

Familia I (nivel superior):

1er tipo Cirro (C)- nubes delicadas separadas, fibrosas o filiformes, sin "sombras", generalmente blancas, a menudo brillantes.

2do tipo. Cirrocúmulos (CC) - capas y crestas de escamas transparentes y bolas sin sombras.

3er tipo. Cirrostratos (cs) - cubierta delgada, blanca y translúcida.

Todas las nubes del nivel superior son heladas.

Familia II (nivel medio):

4to tipo. Altocúmulo(C.A.) - capas o crestas de placas blancas y bolas, ejes. Están formados por pequeñas gotas de agua.

5to tipo. Altostrato(Como) - velo liso o ligeramente ondulado de color gris. Son nubes mixtas.

Familia III (nivel inferior):

sexto tipo. Estratocúmulo(Sс) - capas y crestas de bloques y ejes de color gris. Formado por gotas de agua.

7º tipo. en capas(S t) - velo de nubes grises. Por lo general, estas son nubes de agua.

8º tipo. Nimboestrato(ns) - capa gris sin forma. A menudo "; estas nubes van acompañadas de lluvia irregular subyacente (fn),

Nubes estrato-nimbus mezcladas.

IV familia (nubes de desarrollo vertical):

noveno tipo. Cúmulo(Si)- mazas y montones densos y turbios de base casi horizontal. Los cúmulos son agua. Los cúmulos con bordes desgarrados se llaman cúmulos desgarrados. (FC).

10º tipo. Cumulonimbo(Sv) - mazas densas desarrolladas verticalmente, acuosas en la parte inferior, heladas en la parte superior.

La naturaleza y la forma de las nubes están determinadas por procesos que provocan el enfriamiento del aire, lo que conduce a la formación de nubes. Como resultado convección, Una superficie heterogénea que se desarrolla al calentarse produce cúmulos (familia IV). Difieren según la intensidad de la convección y la posición del nivel de condensación: cuanto más intensa es la convección, más alto es su nivel, mayor es la potencia vertical de los cúmulos.

Cuando las masas de aire frío y caliente se encuentran, el aire caliente siempre tiende a ascender por el aire frío. A medida que asciende, se forman nubes como resultado del enfriamiento adiabático. Si el aire cálido asciende lentamente a lo largo de una interfaz ligeramente inclinada (1-2 km a una distancia de 100-200 km) entre masas cálidas y frías (proceso de deslizamiento ascendente), se forma una capa continua de nubes que se extiende por cientos de kilómetros (700-200 km). 900 kilómetros). Surge un sistema de nubes característico: las nubes de lluvia irregulares se encuentran a menudo debajo (fn), encima de ellos - lluvia estratificada (ns), arriba - de capas altas (Como), cirrostratos (Cs) y cirros (CON).

En el caso de que el aire caliente sea empujado vigorosamente hacia arriba por el aire frío que fluye por debajo, se forma un sistema de nubes diferente. Dado que las capas superficiales de aire frío debido a la fricción se mueven más lentamente que las capas superiores, la interfaz en su parte inferior se dobla bruscamente, el aire caliente se eleva casi verticalmente y se forman nubes cumulonimbus. (Cb). Si arriba se observa un deslizamiento ascendente de aire cálido sobre aire frío, entonces (como en el primer caso) se desarrollan nubes nimboestratos, altoestratos y cirroestratos (como en el primer caso). Si el deslizamiento hacia arriba se detiene, no se forman nubes.

Las nubes que se forman cuando el aire caliente se eleva sobre el aire frío se llaman frontal. Si el ascenso del aire es causado por su flujo hacia las laderas de montañas y colinas, las nubes formadas en este caso se llaman orográfico. En el límite inferior de la capa de inversión, que separa las capas de aire más densas y menos densas, aparecen olas de varios cientos de metros de largo y de 20 a 50 m de altura. En las crestas de estas olas, donde el aire se enfría a medida que asciende, se forman nubes. ; la formación de nubes no ocurre en las depresiones entre las crestas. Entonces hay largas tiras o ejes paralelos. nubes onduladas Dependiendo de la altura de su ubicación, son altocúmulos o estratocúmulos.

Si ya había nubes en la atmósfera antes del inicio del movimiento de las olas, se vuelven más densas en las crestas de las olas y la densidad disminuye en las depresiones. El resultado es la alternancia observada a menudo de bandas de nubes más oscuras y más claras. Con la mezcla turbulenta de aire en un área grande, por ejemplo, como resultado de una mayor fricción en la superficie cuando se mueve del mar a la tierra, se forma una capa de nubes, que difiere en poder desigual en diferentes partes e incluso se rompe. La pérdida de calor por radiación durante la noche en invierno y otoño provoca la formación de nubes en el aire con un alto contenido de vapor de agua. Como este proceso transcurre de forma tranquila y continua, aparece una capa continua de nubes que se derriten durante el día.

Tormenta. El proceso de formación de nubes siempre va acompañado de electrificación y acumulación de cargas libres en las nubes. La electrificación se observa incluso en pequeños cúmulos, pero es especialmente intensa en potentes cumulonimbus de desarrollo vertical con baja temperatura en la parte superior (t

Entre secciones de la nube con diferentes cargas o entre la nube y el suelo se producen descargas eléctricas - relámpago, acompañado trueno. Esta es una tormenta. La duración de una tormenta eléctrica es de un máximo de varias horas. Alrededor de 2.000 tormentas eléctricas ocurren en la Tierra cada hora. Las condiciones favorables para la aparición de tormentas eléctricas son una fuerte convección y un alto contenido de agua en las nubes. Por lo tanto, las tormentas eléctricas son especialmente frecuentes sobre tierra en latitudes tropicales (hasta 150 días al año con tormentas eléctricas), en latitudes templadas sobre tierra, con tormentas eléctricas 10-30 días al año, sobre el mar - 5-10. Las tormentas eléctricas son muy raras en las regiones polares.

Fenómenos luminosos en la atmósfera. Como resultado de la reflexión, refracción y difracción de los rayos de luz en gotas y cristales de hielo de nubes, aparecen halos, coronas, arcoíris.

aureola - estos son círculos, arcos, puntos de luz (soles falsos), coloreados e incoloros, que surgen en las nubes de hielo del nivel superior, más a menudo en cirroestratos. La diversidad del halo depende de la forma de los cristales de hielo, su orientación y movimiento; la altura del sol sobre el horizonte importa.

coronas - Anillos ligeros y ligeramente coloreados que rodean al Sol o la Luna, que son translúcidos a través de finas nubes de agua. Puede haber una corona adyacente a la luminaria (halo), y puede haber varios "anillos adicionales" separados por espacios. Cada corona tiene un lado interior que mira hacia la estrella es azul, el lado exterior es rojo. El motivo de la aparición de las coronas es la difracción de la luz al pasar entre las gotitas y los cristales de la nube. Las dimensiones de la corona dependen del tamaño de las gotas y cristales: cuanto más grandes son las gotas (cristales), más pequeña es la corona y viceversa. Si los elementos de la nube se vuelven más grandes en la nube, el radio de la corona disminuye gradualmente y cuando el tamaño de los elementos de la nube disminuye (evaporación), aumenta. Grandes coronas blancas alrededor del Sol o la Luna "falsos soles"; los pilares son signos de buen tiempo.

Arcoíris Es visible contra el fondo de una nube iluminada por el Sol, de la que caen gotas de lluvia. Es un arco de luz, pintado en colores espectrales: el borde exterior del arco es rojo, el borde interior es violeta. Este arco es una parte de un círculo, cuyo centro está conectado por "; eje"; (una línea recta) con el ojo del observador y con el centro del disco solar. Si el Sol está bajo en el horizonte, el observador ve la mitad del círculo; si el Sol sale, el arco se vuelve más pequeño a medida que el centro del círculo cae por debajo del horizonte. Cuando el sol está >42°, el arcoíris no es visible. Desde un avión se puede observar un arcoíris en forma de círculo casi completo.

Además del arco iris principal, hay arcoíris secundarios, ligeramente coloreados. Un arco iris se forma por la refracción y el reflejo de la luz solar en las gotas de agua. Los rayos que caen sobre las gotas salen de las gotas como divergentes, coloreados, y así es como los ve el observador. Cuando los rayos se refractan dos veces en una gota, aparece un arco iris secundario. El color del arco iris, su ancho y el tipo de arcos secundarios dependen del tamaño de las gotas. Las gotas grandes dan un arco iris más pequeño pero más brillante; a medida que las gotas disminuyen, el arco iris se ensancha, sus colores se vuelven borrosos; con gotas muy pequeñas, es casi blanco. Los fenómenos de luz en la atmósfera, causados ​​por cambios en el haz de luz bajo la influencia de gotitas y cristales, permiten juzgar la estructura y el estado de las nubes y pueden usarse en predicciones meteorológicas.

Nubosidad, variación diaria y anual, distribución de nubes.

Nubosidad - el grado de cobertura de nubes del cielo: 0 - cielo despejado, 10 - nublado, 5 - la mitad del cielo está cubierto de nubes, 1 - las nubes cubren 1/10 del cielo, etc. Al calcular la nubosidad promedio, También se utilizan décimas de unidad, por ejemplo: 0,5 5,0, 8,7 etc. En el curso diario de la nubosidad sobre la tierra, se encuentran dos máximos: temprano en la mañana y en la tarde. Por la mañana, la disminución de la temperatura y el aumento de la humedad relativa contribuyen a la formación de nubes estratos; por la tarde, debido al desarrollo de la convección, aparecen los cúmulos. En verano, la máxima diaria es más pronunciada que la matinal. En invierno predominan las nubes estratos y la máxima nubosidad se presenta en horas de la mañana y la noche. Sobre el Océano, el curso diario de la nubosidad es el inverso de su curso sobre la tierra: la máxima nubosidad ocurre durante la noche, la mínima, durante el día.

El curso anual de la nubosidad es muy diverso. En latitudes bajas, la cobertura de nubes no cambia significativamente a lo largo del año. Sobre los continentes, el máximo desarrollo de las nubes de convección se produce en verano. El máximo de nubosidad estival se observa en la zona de desarrollo del monzón, así como sobre los océanos en latitudes altas. En general, en la distribución de la nubosidad en la Tierra, la zonificación es notable, debido principalmente al movimiento predominante del aire: su ascenso o descenso. Se observan dos máximos: por encima del ecuador debido a los poderosos movimientos ascendentes del aire húmedo y por encima de 60-70 ° con. y si.sh. en relación con el ascenso del aire en los ciclones que prevalecen en las latitudes templadas. Sobre la tierra, la nubosidad es menor que sobre el océano y su zonalidad es menos pronunciada. Los mínimos de nubes se limitan a 20-30°S. y s. sh. y a los polos; están asociados con la disminución del aire.

La nubosidad media anual para toda la Tierra es de 5,4; sobre tierra 4,9; sobre el océano 5.8. La nubosidad media anual mínima se observa en Asuán (Egipto) 0,5. La máxima nubosidad media anual (8,8) se observó en el Mar Blanco; las regiones del norte de los océanos Atlántico y Pacífico y la costa de la Antártida se caracterizan por grandes nubes.

Las nubes juegan un papel muy importante en la envolvente geográfica. Llevan humedad, la lluvia está asociada con ellos. La capa de nubes refleja y dispersa la radiación solar y al mismo tiempo retrasa la radiación térmica de la superficie terrestre, regulando la temperatura de las capas inferiores del aire: sin nubes, las fluctuaciones en la temperatura del aire serían muy pronunciadas.

Precipitación. La precipitación es agua que ha caído a la superficie desde la atmósfera en forma de lluvia, llovizna, granos, nieve, granizo. La precipitación cae principalmente de las nubes, pero no todas las nubes dan precipitación. Las gotitas de agua y los cristales de hielo en la nube son muy pequeños, fácilmente retenidos por el aire, e incluso las débiles corrientes ascendentes los transportan hacia arriba. La precipitación requiere que los elementos de las nubes crezcan lo suficiente como para superar las corrientes ascendentes y la resistencia del aire. El agrandamiento de algunos elementos de la nube ocurre a expensas de otros, en primer lugar, como resultado de la fusión de gotas y la adhesión de cristales, y en segundo lugar, y esto es lo principal, como resultado de la evaporación de algunos elementos. de la nube, transferencia difusa y condensación de vapor de agua sobre otros.

La colisión de gotas o cristales ocurre durante movimientos aleatorios (turbulentos) o cuando caen a diferentes velocidades. El proceso de fusión se ve obstaculizado por una película de aire en la superficie de las gotas, que hace que las gotas que chocan reboten, así como las cargas eléctricas del mismo nombre. El crecimiento de algunos elementos nubosos a expensas de otros debido a la transferencia difusa de vapor de agua es especialmente intenso en las nubes mixtas. Dado que el contenido máximo de humedad sobre el agua es mayor que sobre el hielo, para los cristales de hielo en una nube, el vapor de agua puede saturar el espacio, mientras que para las gotas de agua no habrá saturación. Como resultado, las gotas comenzarán a evaporarse y los cristales crecerán rápidamente debido a la condensación de humedad en su superficie.

En presencia de gotas de diferentes tamaños en una nube de agua, comienza el movimiento del vapor de agua hacia gotas más grandes y comienza su crecimiento. Pero como este proceso es muy lento, gotas muy pequeñas (0,05-0,5 mm de diámetro) caen de las nubes de agua (estratos, estratocúmulos). Las nubes que tienen una estructura homogénea por lo general no producen precipitaciones. Condiciones especialmente favorables para la ocurrencia de precipitaciones en nubes de desarrollo vertical. En la parte inferior de dicha nube hay gotas de agua, en la parte superior hay cristales de hielo, en la zona intermedia hay gotas y cristales sobreenfriados.

En casos raros, cuando hay una gran cantidad de núcleos de condensación en aire muy húmedo, se puede observar la precipitación de gotas de lluvia individuales sin nubes. Las gotas de lluvia tienen un diámetro de 0,05 a 7 mm (promedio de 1,5 mm), las gotas más grandes se desintegran en el aire. Gotas de hasta 0,5 mm de diámetro llovizna.

Las gotas de llovizna que caen son imperceptibles a la vista. La lluvia real es más grande, más fuertes son las corrientes de aire ascendentes superadas por las gotas que caen.A una velocidad de aire ascendente de 4 m / s, gotas con un diámetro de al menos 1 mm caen sobre la superficie de la tierra: corrientes ascendentes a una velocidad de 8 m / s no puede superar incluso las gotas más grandes. La temperatura de las gotas de lluvia que caen es siempre ligeramente más baja que la temperatura del aire. Si los cristales de hielo que caen de la nube no se derriten en el aire, la precipitación sólida (nieve, granos, granizo) cae a la superficie.

Copos de nieve son cristales de hielo hexagonales con rayos formados en el proceso de sublimación. Los copos de nieve húmedos se pegan para formar copos de nieve. La nieve granulada es esferocristales que surgen del crecimiento aleatorio de cristales de hielo en condiciones de alta humedad relativa (superior al 100%). Si una bolita de nieve se cubre con una fina capa de hielo, se convierte en granos de hielo.

Viva cae en la estación cálida de poderosas nubes cumulonimbus . Por lo general, la caída de granizo es de corta duración. Los granizos se forman como resultado del movimiento repetido de los gránulos de hielo en la nube hacia arriba y hacia abajo. Al caer, los granos caen en la zona de gotas de agua sobreenfriada y se cubren con una capa de hielo transparente; luego vuelven a subir a la zona de los cristales de hielo y en su superficie se forma una capa opaca de diminutos cristales.

El granizo tiene un núcleo de nieve y una serie de capas de hielo transparentes y opacas que se alternan. El número de proyectiles y el tamaño del granizo dependen de cuántas veces subió y cayó en la nube. En la mayoría de los casos, caen granizos con un diámetro de 6-20 mm, a veces hay mucho más grandes. Por lo general, el granizo cae en latitudes templadas, pero la caída de granizo más intensa ocurre en los trópicos. En las regiones polares no cae granizo.

La precipitación se mide en términos del espesor de la capa de agua en milímetros, que podría formarse como resultado de la precipitación sobre una superficie horizontal en ausencia de evaporación e infiltración en el suelo. Según la intensidad (el número de milímetros de precipitación en 1 minuto), la precipitación se divide en débil, moderada y fuerte. La naturaleza de la precipitación depende de las condiciones de su formación.

precipitación aérea, caracterizada por su uniformidad y duración, suele caer en forma de lluvia procedente de nubes nimboestratos.

lluvias fuertes Se caracteriza por un cambio rápido en la intensidad y de corta duración. Caen de las nubes cúmulos estratos en forma de lluvia, nieve y lluvia y granizo ocasionales. Se observaron chubascos separados con una intensidad de hasta 21,5 mm/min (Islas de Hawái).

Llovizna de lluvia caen de las nubes estratocúmulos y estratocúmulos. Las gotitas que los componen (en tiempo frío - los cristales más pequeños) son apenas visibles y parecen estar suspendidas en el aire.

El curso diario de la precipitación coincide con el curso diario de la nubosidad. Hay dos tipos de patrones de precipitación diaria: continental y marina (costera). tipo continental tiene dos máximos (por la mañana y por la tarde) y dos mínimos (por la noche y antes del mediodía). tipo marino- uno máximo (noche) y uno mínimo (día). El curso anual de la precipitación es diferente en diferentes zonas latitudinales y en diferentes partes de la misma zona. Depende de la cantidad de calor, el régimen térmico, el movimiento del aire, la distribución del agua y la tierra y, en gran medida, de la topografía. Toda la diversidad del curso anual de las precipitaciones no puede reducirse a varios tipos, pero se pueden señalar los rasgos característicos para las distintas latitudes, que permiten hablar de su zonalidad. Las latitudes ecuatoriales se caracterizan por dos estaciones lluviosas (después de los equinoccios) separadas por dos estaciones secas. En dirección a los trópicos, ocurren cambios en el régimen de precipitación anual, expresados ​​en la convergencia de estaciones húmedas y su confluencia cerca de los trópicos en una estación con fuertes lluvias, con una duración de 4 meses al año. En las latitudes subtropicales (35-40°) también hay una temporada de lluvias, pero cae en invierno. En latitudes templadas, el curso anual de la precipitación es diferente sobre el Océano, el interior de los continentes y las costas. Las precipitaciones de invierno prevalecen sobre el Océano y las precipitaciones de verano sobre los continentes. Las precipitaciones de verano también son típicas de las latitudes polares. El curso anual de la precipitación en cada caso sólo puede explicarse teniendo en cuenta la circulación de la atmósfera.

La precipitación es más abundante en las latitudes ecuatoriales, donde la cantidad anual supera los 1000-2000 mm. En las islas ecuatoriales del Océano Pacífico cae hasta 4000-5000 mm por año, y en las laderas de barlovento de las montañas de las islas tropicales hasta 10000 mm. Las fuertes lluvias son causadas por poderosas corrientes convectivas de aire muy húmedo. Al norte y al sur de las latitudes ecuatoriales, la cantidad de precipitación disminuye, alcanzando un mínimo cerca del paralelo 25-35°, donde su cantidad media anual no supera los 500 mm. En el interior de los continentes y en las costas occidentales, las lluvias no caen en algunos lugares durante varios años. En latitudes templadas, la cantidad de precipitación aumenta nuevamente y promedia 800 mm por año; en el interior de los continentes hay menos (500, 400 y hasta 250 mm por año); en las orillas del Océano más (hasta 1000 mm por año). En latitudes altas, a bajas temperaturas y bajo contenido de humedad en el aire, la cantidad anual de precipitación

La precipitación media anual máxima cae en Cherrapunji (India), unos 12.270 mm. La precipitación anual más grande allí es de unos 23.000 mm, la más pequeña, más de 7.000 mm. La precipitación media anual mínima registrada está en Asuán (0).

La cantidad total de precipitación que cae sobre la superficie de la Tierra en un año puede formar una capa continua de hasta 1000 mm de altura sobre ella.

La capa de nieve. La capa de nieve está formada por la caída de nieve sobre la superficie terrestre a una temperatura lo suficientemente baja como para mantenerla. Se caracteriza por la altura y la densidad.

La altura de la capa de nieve, medida en centímetros, depende de la cantidad de precipitación que ha caído sobre una unidad de superficie, de la densidad de la nieve (relación entre masa y volumen), del terreno, de la cubierta vegetal y también en el viento que mueve la nieve. En latitudes templadas, la altura habitual de la capa de nieve es de 30-50 cm. Su altura más alta en Rusia se observa en la cuenca del curso medio del Yenisei: 110 cm. En las montañas, puede alcanzar varios metros.

Al tener un alto albedo y una alta radiación, la capa de nieve contribuye a bajar la temperatura de las capas superficiales del aire, especialmente cuando hace buen tiempo. Las temperaturas mínimas y máximas del aire por encima de la capa de nieve son más bajas que en las mismas condiciones, pero en ausencia de la misma.

En las regiones polares y de alta montaña, la capa de nieve es permanente. En latitudes templadas, la duración de su aparición varía según las condiciones climáticas. La capa de nieve que persiste durante un mes se llama estable. Dicha capa de nieve se forma anualmente en la mayor parte del territorio de Rusia. En el extremo norte, dura de 8 a 9 meses, en las regiones centrales, de 4 a 6, en las costas de los mares Azov y Negro, la capa de nieve es inestable. El derretimiento de la nieve se debe principalmente a la exposición al aire caliente proveniente de otras áreas. Bajo la acción de la luz solar, alrededor del 36% de la capa de nieve se derrite. La lluvia cálida ayuda a derretirse. La nieve contaminada se derrite más rápido.

La nieve no solo se derrite, sino que también se evapora en el aire seco. Pero la evaporación de la capa de nieve es menos importante que el derretimiento.

Hidratación. Para estimar las condiciones de humectación de la superficie, no es suficiente conocer solo la cantidad de precipitación. Con la misma cantidad de precipitación, pero diferente evapotranspiración, las condiciones de humectación pueden ser muy diferentes. Para caracterizar las condiciones de humedad, utilice coeficiente de humedad (K), que representa la relación entre la cantidad de precipitación (R) a la evaporación (Come) por el mismo periodo.

La humedad generalmente se expresa como un porcentaje, pero se puede expresar como una fracción. Si la cantidad de precipitación es menor que la evaporación, es decir, Para menos del 100% (o Para menos de 1), la humedad es insuficiente. En Para más del 100% de humedad puede ser excesivo, a K=100% es normal. Si K=10% (0,1) o menos del 10%, hablamos de humedad despreciable.

En semidesiertos, K es 30%, pero 100% (100-150%).

Durante el año, un promedio de 511 mil km 3 de precipitación cae sobre la superficie terrestre, de los cuales 108 mil km 3 (21%) caen sobre la tierra, el resto en el Océano. Casi la mitad de toda la precipitación cae entre 20°N. sh. y 20°S sh. Las regiones polares representan solo el 4% de las precipitaciones.

En promedio, tanta agua se evapora de la superficie de la Tierra en un año como la que cae sobre ella. La fuente principal"; La humedad en la atmósfera es Océano en latitudes subtropicales, donde el calentamiento de la superficie crea las condiciones para una evaporación máxima a una temperatura determinada. En las mismas latitudes de la tierra, donde la evaporación es alta y no hay nada que evaporar, surgen regiones sin drenaje y desiertos. Para el Océano en su conjunto, el balance de agua es negativo (evaporación es más precipitación), en tierra es positivo (evaporación es menos precipitación). El saldo global se iguala mediante un drenaje "superávit"; agua de la tierra al océano.

modo atmósfera La Tierra ha sido investigada como... influencia sobre la radiación y térmicomodoatmósfera determinando el clima y... superficies. La mayoría de térmico la energía que recibe atmósfera, viene de subyacentesuperficies ...

La energía térmica ingresa a las capas inferiores de la atmósfera principalmente desde la superficie subyacente. El régimen térmico de estas capas

está íntimamente relacionado con el régimen térmico de la superficie terrestre, por lo que su estudio es también una de las tareas importantes de la meteorología.

Los principales procesos físicos en los que el suelo recibe o cede calor son: 1) transferencia de calor radiante; 2) intercambio de calor turbulento entre la superficie subyacente y la atmósfera; 3) intercambio de calor molecular entre la superficie del suelo y la capa de aire adyacente fija inferior; 4) intercambio de calor entre capas de suelo; 5) transferencia de calor de fase: consumo de calor para la evaporación del agua, el derretimiento del hielo y la nieve en la superficie y en la profundidad del suelo, o su liberación durante procesos inversos.

El régimen térmico de la superficie de la tierra y de los cuerpos de agua está determinado por sus características termofísicas. Durante la preparación, se debe prestar especial atención a la derivación y análisis de la ecuación de conductividad térmica del suelo (ecuación de Fourier). Si el suelo es uniforme verticalmente, entonces su temperatura t a una profundidad z en el tiempo t se puede determinar a partir de la ecuación de Fourier

donde un- difusividad térmica del suelo.

La consecuencia de esta ecuación son las leyes básicas de la propagación de las fluctuaciones de temperatura en el suelo:

1. La ley de invariancia del período de oscilación con la profundidad:

T(z) = const(2)

2. La ley de disminución de la amplitud de las oscilaciones con la profundidad:

(3)

donde y son amplitudes a profundidades un- difusividad térmica de la capa de suelo situada entre las profundidades;

3. La ley del cambio de fase de las oscilaciones con profundidad (la ley del retraso):

(4)

¿Dónde está el retraso, es decir, la diferencia entre los momentos del inicio de la misma fase de oscilaciones (por ejemplo, máximas) a profundidades y las fluctuaciones de temperatura penetran en el suelo a una profundidad znp definida por la relación:

(5)

Además, es necesario prestar atención a una serie de consecuencias de la ley de disminución de la amplitud de las oscilaciones con profundidad:

a) las profundidades a las que en diferentes suelos ( ) amplitudes de las fluctuaciones de temperatura con el mismo período ( = T 2) disminución por el mismo número de veces se relacionan entre sí como raíces cuadradas de la difusividad térmica de estos suelos

b) las profundidades a las que en el mismo suelo ( un= const) amplitudes de fluctuaciones de temperatura con diferentes períodos ( ) disminuir en la misma cantidad = constante, están relacionados entre sí como las raíces cuadradas de los períodos de oscilaciones

(7)

Es necesario comprender claramente el significado físico y las características de la formación de flujo de calor en el suelo.

La densidad superficial del flujo de calor en el suelo está determinada por la fórmula:

donde λ es el coeficiente de conductividad térmica del gradiente vertical de temperatura del suelo.

Valor instantáneo R se expresan en kW/m a la centésima más cercana, las sumas R- en MJ / m 2 (horario y diario - hasta centésimas, mensual - hasta unidades, anual - hasta decenas).

La densidad de flujo de calor superficial promedio a través de la superficie del suelo durante un intervalo de tiempo t se describe mediante la fórmula

donde C es la capacidad calorífica volumétrica del suelo; intervalo; z „ p- profundidad de penetración de las fluctuaciones de temperatura; ∆tcp- la diferencia entre las temperaturas medias de la capa del suelo a la profundidad znp al final y al comienzo del intervalo m.Demos los principales ejemplos de tareas sobre el tema "Régimen térmico del suelo".

Tarea 1.¿A qué profundidad decrece mi veces la amplitud de las fluctuaciones diurnas en el suelo con un coeficiente de difusividad térmica un\u003d 18,84 cm 2 / h?

Decisión. De la ecuación (3) se deduce que la amplitud de las fluctuaciones diurnas disminuirá por un factor de e a una profundidad correspondiente a la condición

Tarea 2. Encuentre la profundidad de penetración de las fluctuaciones diarias de temperatura en el granito y la arena seca, si las temperaturas superficiales extremas de las áreas adyacentes con suelo de granito son 34.8 °C y 14.5 °C, y con suelo arenoso seco 42.3 °C y 7.8 °C. difusividad térmica del granito un g \u003d 72,0 cm 2 / h, arena seca un n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Decisión. La amplitud de temperatura en la superficie de granito y arena es igual a:

La profundidad de penetración es considerada por la fórmula (5):

Debido a la mayor difusividad térmica del granito, también obtuvimos una mayor profundidad de penetración de las fluctuaciones diarias de temperatura.

Tarea 3. Suponiendo que la temperatura de la capa superior del suelo cambia linealmente con la profundidad, se debe calcular la densidad de flujo de calor superficial en arena seca si su temperatura superficial es 23,6 "CON, y la temperatura a una profundidad de 5 cm es de 19,4 °C.

Decisión. El gradiente de temperatura del suelo en este caso es igual a:

Conductividad térmica de la arena seca λ= 1,0 W/m*K. El flujo de calor en el suelo está determinado por la fórmula:

P = -λ - = 1.0 84.0 10 "3 \u003d 0.08 kW / m 2

El régimen térmico de la capa superficial de la atmósfera está determinado principalmente por la mezcla turbulenta, cuya intensidad depende de factores dinámicos (rugosidad de la superficie terrestre y gradientes de velocidad del viento a diferentes niveles, escala de movimiento) y factores térmicos (falta de homogeneidad del calentamiento de varias partes de la distribución de temperatura superficial y vertical).

Para caracterizar la intensidad de la mezcla turbulenta, se utiliza el coeficiente de intercambio turbulento PERO y coeficiente de turbulencia PARA. Están relacionados por la relación

K \u003d A / p(10)

donde R- densidad del aire.

Coeficiente de turbulencia Para medido en m 2 / s, con precisión de centésimas. Por lo general, en la capa superficial de la atmósfera, se utiliza el coeficiente de turbulencia PARA] en las alturas GRAMO"= 1 m Dentro de la capa superficial:

donde z- altura (m).

Necesita conocer los métodos básicos para determinar PARA\.

Tarea 1. Calcule la densidad superficial del flujo de calor vertical en la capa superficial de la atmósfera a través del área en la que la densidad del aire es normal, el coeficiente de turbulencia es 0,40 m 2 /s y el gradiente de temperatura vertical es 30,0 °C/100 m.

Decisión. Calculamos la densidad superficial del flujo de calor vertical mediante la fórmula

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

Estudiar los factores que afectan al régimen térmico de la capa superficial de la atmósfera, así como los cambios periódicos y no periódicos de la temperatura de la atmósfera libre. Las ecuaciones de balance de calor de la superficie terrestre y la atmósfera describen la ley de conservación de la energía recibida por la capa activa de la Tierra. Considere el curso diario y anual del balance de calor y las razones de sus cambios.

Literatura

Capítulo Sh, cap. 2, § 1 -8.

Preguntas para el autoexamen

1. ¿Qué factores determinan el régimen térmico del suelo y de los cuerpos de agua?

2. ¿Cuál es el significado físico de las características termofísicas y cómo afectan el régimen de temperatura del suelo, el aire y el agua?

3. ¿De qué dependen las amplitudes de las fluctuaciones diarias y anuales de la temperatura de la superficie del suelo y cómo dependen?

4. ¿Formular las leyes básicas de distribución de las fluctuaciones de temperatura en el suelo?

5. ¿Cuáles son las consecuencias de las leyes básicas de la distribución de las fluctuaciones de temperatura en el suelo?

6. ¿Cuáles son las profundidades promedio de penetración de las fluctuaciones de temperatura diarias y anuales en el suelo y en los cuerpos de agua?

7. ¿Cuál es el efecto de la vegetación y la capa de nieve sobre el régimen térmico del suelo?

8. ¿Cuáles son las características del régimen térmico de los cuerpos de agua, en contraste con el régimen térmico del suelo?

9. ¿Qué factores influyen en la intensidad de la turbulencia en la atmósfera?

10. ¿Qué características cuantitativas de la turbulencia conoces?

11. ¿Cuáles son los principales métodos para determinar el coeficiente de turbulencia, sus ventajas y desventajas?

12. Dibuje y analice el curso diario del coeficiente de turbulencia sobre superficies terrestres y acuáticas. ¿Cuáles son las razones de su diferencia?

13. ¿Cómo se determina la densidad superficial del flujo de calor turbulento vertical en la capa superficial de la atmósfera?

El suelo es un componente del sistema climático, que es el acumulador más activo del calor solar que ingresa a la superficie terrestre.

El curso diario de la temperatura de la superficie subyacente tiene un máximo y un mínimo. El mínimo ocurre alrededor del amanecer, el máximo ocurre en la tarde. La fase del ciclo diurno y su amplitud diaria dependen de la estación del año, del estado de la superficie subyacente, de la cantidad y precipitación, así como de la ubicación de las estaciones, del tipo de suelo y de su composición mecánica.

De acuerdo con la composición mecánica, los suelos se dividen en suelos arenosos, franco-arenosos y francos, que difieren en la capacidad calorífica, la difusividad térmica y las propiedades genéticas (en particular, en el color). Los suelos oscuros absorben más radiación solar y por lo tanto se calientan más que los suelos claros. Suelos franco-arenosos y franco-arenosos, caracterizados por ser de menor tamaño, más cálidos que los francos.

El curso anual de la temperatura superficial subyacente muestra una periodicidad simple con un mínimo en invierno y un máximo en verano. En la mayor parte del territorio de Rusia, la temperatura más alta del suelo se observa en julio, en el Lejano Oriente en la franja costera del Mar de Ojotsk, en y - en julio - agosto, en el sur de Primorsky Krai - en agosto .

Las temperaturas máximas de la superficie subyacente durante la mayor parte del año caracterizan el estado térmico extremo del suelo, y solo para los meses más fríos - la superficie.

Las condiciones climáticas favorables para que la superficie subyacente alcance temperaturas máximas son: tiempo nublado, cuando la afluencia de radiación solar es máxima; velocidades de viento bajas o calmas, ya que un aumento en la velocidad del viento aumenta la evaporación de la humedad del suelo; una pequeña cantidad de precipitación, ya que el suelo seco se caracteriza por menor calor y difusividad térmica. Además, en suelo seco hay menos consumo de calor por evaporación. Así, los máximos de temperatura absoluta se suelen observar en los días más claros y soleados en suelo seco y normalmente en horas de la tarde.

La distribución geográfica de los promedios de los máximos anuales absolutos de la temperatura superficial subyacente es similar a la distribución de las isogeotermias de las temperaturas mensuales promedio de la superficie del suelo en los meses de verano. Las isogeotermias son principalmente latitudinales. La influencia de los mares en la temperatura de la superficie del suelo se manifiesta en el hecho de que en la costa occidental de Japón y, en Sakhalin y Kamchatka, la dirección latitudinal de los isogeotérminos se altera y se acerca a la meridional (se repiten los contornos de la costa). En la parte europea de Rusia, los valores del promedio de los máximos anuales absolutos de la temperatura de la superficie subyacente varían de 30 a 35 °C en la costa de los mares del norte a 60 a 62 °C en el sur de Rostov. Región, en los Territorios de Krasnodar y Stavropol, en la República de Kalmykia y la República de Daguestán. En el área, el promedio de los máximos anuales absolutos de la temperatura de la superficie del suelo es de 3 a 5 °C más bajo que en las áreas planas cercanas, lo que está asociado con la influencia de las elevaciones en el aumento de la precipitación en el área y la humedad del suelo. Los territorios llanos, cerrados por cerros de los vientos dominantes, se caracterizan por una cantidad reducida de precipitaciones y velocidades de viento más bajas y, en consecuencia, valores elevados de temperaturas extremas de la superficie del suelo.

El aumento más rápido de las temperaturas extremas de norte a sur se presenta en la zona de transición de la selva y zonas a la zona, lo que se asocia con una disminución de las precipitaciones en la zona esteparia y con un cambio en la composición del suelo. En el sur, con un bajo nivel general de contenido de humedad en el suelo, los mismos cambios en la humedad del suelo corresponden a diferencias más significativas en la temperatura de los suelos que difieren en su composición mecánica.

También hay una fuerte disminución en el promedio de los máximos anuales absolutos de la temperatura de la superficie subyacente de sur a norte en las regiones del norte de la parte europea de Rusia, durante la transición de la zona forestal a zonas y tundra - áreas de humedad excesiva. Las regiones del norte de la parte europea de Rusia, debido a la actividad ciclónica activa, entre otras cosas, difieren de las regiones del sur en una mayor nubosidad, lo que reduce drásticamente la llegada de la radiación solar a la superficie terrestre.

En la parte asiática de Rusia, los máximos absolutos promedio más bajos ocurren en las islas y en el norte (12–19°C). A medida que avanzamos hacia el sur, hay un aumento de las temperaturas extremas, y en el norte de la parte europea y asiática de Rusia, este aumento se produce de forma más acusada que en el resto del territorio. En áreas con una cantidad mínima de precipitación (por ejemplo, las áreas entre los ríos Lena y Aldan), se distinguen focos de aumento de temperaturas extremas. Dado que las regiones son muy complejas, las temperaturas extremas de la superficie del suelo para estaciones ubicadas en diversas formas de relieve (regiones montañosas, cuencas, tierras bajas, valles de grandes ríos siberianos) difieren mucho. Los valores medios de las temperaturas máximas anuales absolutas de la superficie subyacente alcanzan los valores más altos en el sur de la parte asiática de Rusia (excepto en las zonas costeras). En el sur de Primorsky Krai, el promedio de máximos anuales absolutos es más bajo que en las regiones continentales ubicadas en la misma latitud. Aquí sus valores alcanzan los 55–59°C.

Las temperaturas mínimas de la superficie subyacente también se observan en condiciones muy específicas: en las noches más frías, en las horas cercanas a la salida del sol, durante condiciones climáticas anticiclónicas, cuando la nubosidad baja favorece la máxima radiación efectiva.

La distribución de las isogeotermias promedio de los mínimos anuales absolutos de la temperatura de la superficie subyacente es similar a la distribución de las isotermas de las temperaturas mínimas del aire. En la mayor parte del territorio de Rusia, excepto en las regiones del sur y del norte, las isogeotermias medias de las temperaturas mínimas anuales absolutas de la superficie subyacente adoptan una orientación meridional (disminuyendo de oeste a este). En la parte europea de Rusia, el promedio de las temperaturas mínimas anuales absolutas de la superficie subyacente varía de -25 °C en las regiones del oeste y del sur a -40 ... -45 °C en las regiones del este y, especialmente, del noreste. (Timan Ridge y Bolshezemelskaya tundra). Los valores medios más altos de las temperaturas mínimas anuales absolutas (–16…–17°C) se dan en la costa del Mar Negro. En la mayor parte de la parte asiática de Rusia, el promedio de los mínimos anuales absolutos varía entre -45 ... -55 ° С. Una distribución de temperatura tan insignificante y bastante uniforme en un vasto territorio está asociada con la uniformidad de las condiciones para la formación de temperaturas mínimas en áreas sujetas a la influencia del siberiano.

En áreas de Siberia Oriental con relieve complejo, especialmente en la República de Sakha (Yakutia), junto con los factores de radiación, las características del relieve tienen un efecto significativo en la disminución de las temperaturas mínimas. Aquí, en las difíciles condiciones de un país montañoso en depresiones y cuencas, se crean condiciones especialmente favorables para enfriar la superficie subyacente. La República de Sakha (Yakutia) tiene los valores promedio más bajos de los mínimos anuales absolutos de la temperatura superficial subyacente en Rusia (hasta –57…–60°С).

En la costa de los mares árticos, debido al desarrollo de la activa actividad ciclónica invernal, las temperaturas mínimas son más elevadas que en el interior. Las isogeotermas tienen una dirección casi latitudinal, y la disminución de la media de los mínimos anuales absolutos de norte a sur se produce con bastante rapidez.

En la costa, las isogeotermas repiten los contornos de las orillas. La influencia de la mínima aleutiana se manifiesta en el aumento de la media de las mínimas anuales absolutas en la zona costera en comparación con las zonas del interior, especialmente en la costa sur de Primorsky Krai y en Sakhalin. El promedio de los mínimos anuales absolutos aquí es –25…–30°C.

La congelación del suelo depende de la magnitud de las temperaturas negativas del aire en la estación fría. El factor más importante que previene la congelación del suelo es la presencia de una capa de nieve. Sus características como tiempo de formación, potencia, duración de ocurrencia determinan la profundidad de congelación del suelo. El establecimiento tardío de la capa de nieve contribuye a una mayor congelación del suelo, ya que en la primera mitad del invierno la intensidad de la congelación del suelo es mayor y, por el contrario, el establecimiento temprano de la capa de nieve evita una congelación importante del suelo. La influencia del espesor de la capa de nieve es más pronunciada en áreas con bajas temperaturas del aire.

A la misma profundidad de congelación depende del tipo de suelo, su composición mecánica y la humedad.

Por ejemplo, en las regiones del norte de Siberia occidental, con una capa de nieve baja y gruesa, la profundidad de congelación del suelo es menor que en las regiones más al sur y más cálidas con pequeñas. Un cuadro peculiar tiene lugar en áreas con cubierta de nieve inestable (regiones del sur de la parte europea de Rusia), donde puede contribuir a un aumento en la profundidad de la congelación del suelo. Esto se debe al hecho de que, con los cambios frecuentes de escarcha y deshielo, se forma una capa de hielo en la superficie de una fina capa de nieve, cuyo coeficiente de conductividad térmica es varias veces mayor que la conductividad térmica de la nieve y el agua. El suelo en presencia de tal corteza se enfría y congela mucho más rápido. La presencia de cubierta vegetal contribuye a la disminución de la profundidad de congelación del suelo, ya que retiene y acumula nieve.