Aluspinna ja atmosfääri soojusrežiim lühidalt. Aluspinna soojusrežiim. Päevase temperatuuri amplituudi muutus kõrgusega

n n n pinna kuumutamine Pinna soojusbilanss määrab selle temperatuuri, suuruse ja muutumise. Kuumutamisel kannab see pind soojust (pikalainevahemikus) nii aluskihtidesse kui ka atmosfääri. Seda pinda nimetatakse aktiivseks pinnaks.

n n Soojuse levik aktiivselt pinnalt sõltub aluspinna koostisest ning selle määrab selle soojusmahtuvus ja soojusjuhtivus. Mandrite pinnal on aluspinnaks muld, ookeanides (meredes) - vesi.

n Muldadel on üldiselt väiksem soojusmahtuvus kui vees ja suurem soojusjuhtivus. Seetõttu mullad soojenevad kiiremini kui vesi, aga ka jahtuvad kiiremini. n Vesi soojeneb aeglasemalt ja eraldab soojust aeglasemalt. Lisaks toimub vee pinnakihtide jahtumisel termiline konvektsioon, millega kaasneb segunemine.

n n n n Temperatuuri mõõdetakse termomeetritega kraadides: SI-süsteemis - Kelvini kraadides ºK Mittesüsteemne: Celsiuse kraadides ºС ja Fahrenheiti kraadides 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

Päevased temperatuurikõikumised muldades n n n Soojuse ülekandumine kihist kihti võtab aega ning ööpäevase maksimum- ja miinimumtemperatuuri saabumise hetked hilinevad iga 10 cm võrra umbes 3 tunni võrra. Ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituud sügavusega väheneb 2 korda iga 15 cm kohta. Keskmiselt umbes 1 m sügavusel pinnase temperatuuri igapäevased kõikumised "kaovad". Kihti, milles päevaste temperatuuriväärtuste kõikumine lakkab, nimetatakse püsiva ööpäevase temperatuuri kihiks.

n n Ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituud sügavusega väheneb 2 korda iga 15 cm kohta. Keskmiselt umbes 1 m sügavusel pinnase temperatuuri igapäevased kõikumised "kaovad". Kihti, milles päevaste temperatuuriväärtuste kõikumine lakkab, nimetatakse püsiva ööpäevase temperatuuri kihiks.

Päevane temperatuuri kõikumine pinnases erinevatel sügavustel 1 kuni 80 cm Pavlovsk, mai.

Aastased temperatuurikõikumised muldades n n Aasta jooksul hilinevad maksimum- ja miinimumtemperatuurid keskmiselt 20-30 päeva meetri kohta.

Aastane temperatuuri kõikumine pinnases erinevatel sügavustel Kaliningradis 3–753 cm

Maapinna temperatuuri ööpäevane kulg n n n Kuiva ja taimestikuta pinnatemperatuuri ööpäevases kulgemises saavutatakse selgel päeval maksimum 13-14 tunni pärast ja miinimum - päikesetõusu paiku. Pilvisus võib häirida ööpäevast temperatuurimuutust, põhjustades maksimumi ja miinimumi nihke. Niiskus ja pinnataimestik mõjutavad temperatuuri kulgu suurel määral.

n n Päevased pinnatemperatuuri maksimumid võivad olla +80 ºС ja rohkem. Päevased temperatuuri amplituudid ulatuvad 40 ºС-ni. Äärmuslike väärtuste ja temperatuuri amplituudide väärtused sõltuvad koha laiuskraadist, aastaajast, pilvisusest, pinna soojuslikest omadustest, selle värvist, karedusest, taimkatte olemusest, nõlva orientatsioonist (säritusest).

n Veekogude temperatuuri maksimumide hetked hilinevad võrreldes maismaaga. Maksimum saabub umbes 1415 tunnil, minimaalne - 2-3 tundi pärast päikesetõusu.

Päevased temperatuurikõikumised merevees n n Päevased temperatuurikõikumised ookeani pinnal kõrgetel laiuskraadidel on keskmiselt vaid 0,1 ºС, parasvöötmes 0,4 ºС, troopikas - 0,5 ºС. Nende vibratsioonide läbitungimissügavus on 15-20 m.

Maa temperatuuri iga-aastased muutused n n Põhjapoolkeral on kõige soojem kuu juuli ja kõige külmem kuu on jaanuar. Aastased amplituudid varieeruvad 5 ºС ekvaatoril kuni 60–65 ºС parasvöötme järsult mandritingimustes.

Ookeani temperatuuri aastane kulg n n Ookeani pinna aastane maksimum- ja miinimumtemperatuur hilineb võrreldes maismaaga umbes kuu võrra. Maksimum põhjapoolkeral toimub augustis, miinimum - veebruaris. Aastased temperatuuri amplituudid ookeani pinnal 1 ºС ekvatoriaallaiuskraadidel kuni 10,2 ºС parasvöötme laiuskraadidel. Aastased temperatuurikõikumised tungivad 200-300 m sügavusele.

Soojusülekanne atmosfääri n n n Atmosfääriõhku soojendab veidi otsene päikesevalgus. Aluspind soojendab atmosfääri. Soojus kandub atmosfääri konvektsiooni, advektsiooni ja veeauru kondenseerumisel tekkiva soojuse eraldumise tulemusena.

Soojusülekanne kondenseerumisel n n Pinna kuumutamisel muutub vesi veeauruks. Veeauru viib tõusev õhk minema. Kui temperatuur langeb, võib see muutuda veeks (kondensatsioon). See eraldab soojust atmosfääri.

Adiabaatiline protsess n n n Tõusvas õhus muutub temperatuur adiabaatilise protsessi tõttu (muundades gaasi siseenergia tööks ja töö siseenergiaks). Tõusev õhk paisub, teeb tööd, milleks kulutab siseenergiat, ja selle temperatuur langeb. Laskuv õhk, vastupidi, surutakse kokku, sellele kulutatud energia vabaneb ja õhutemperatuur tõuseb.

n n Kuiv või veeauru sisaldav, kuid küllastumata õhk, tõusev, jahtub adiabaatiliselt 1 ºС iga 100 m kohta. Veeauruga küllastunud õhk jahtub 100 m tõustes 0,6 ºС, kuna selles tekib kondenseerumine, millega kaasneb soojuse eraldumine.

Langetamisel soojeneb nii kuiv kui ka niiske õhk võrdselt, kuna niiskust ei kondenseeru. n Iga 100 m laskumise kohta soojeneb õhk 1ºC võrra. n

Inversioon n n n Temperatuuri tõusu kõrgusega nimetatakse inversiooniks ja kihti, milles temperatuur tõuseb koos kõrgusega, inversioonikihiks. Inversiooni liigid: - kiirgusinversioon - kiirgusinversioon, mis tekib pärast päikeseloojangut, kui päikesekiired soojendavad ülemisi kihte; - Advektiivne inversioon - moodustub sooja õhu tungimise (advektsiooni) tulemusena külmale pinnale; - Orograafiline inversioon – külm õhk voolab lohkudesse ja jääb seal seisma.

Temperatuuri jaotuse tüübid kõrgusega a - pinna inversioon, b - pinna isoterm, c - inversioon vabas atmosfääris

Advektsioon n n Teistel tingimustel tekkinud õhumassi tungimine (advektsioon) antud territooriumile. Soe õhumass põhjustab antud piirkonnas õhutemperatuuri tõusu, külm õhumass langeb.

Vaba atmosfääri ööpäevane temperatuurimuutus n n n Temperatuuri ööpäevane ja aastane kõikumine madalamas troposfääris kuni 2 km kõrguseni peegeldab pinnatemperatuuri kõikumist. Pinnast kaugenedes vähenevad temperatuurikõikumiste amplituudid ning maksimum- ja miinimummomendid hilinevad. Igapäevased õhutemperatuuri kõikumised talvel on märgatavad kuni 0,5 km kõrguseni, suvel - kuni 2 km. 2 m kihis leitakse ööpäevane maksimum umbes 14-15 tunnil ja miinimum pärast päikesetõusu. Ööpäevase temperatuuri amplituudi amplituud väheneb laiuskraadi suurenedes. Suurim subtroopilistel laiuskraadidel, väikseim - polaaraladel.

n n n Võrdse temperatuuriga jooni nimetatakse isotermideks. Suurima aasta keskmise temperatuuriga isotermi nimetatakse "termiliseks ekvaatoriks". sh.

Õhutemperatuuri aastane kõikumine n n n Sõltub laiuskraadist. Ekvaatorist poolustele suureneb õhutemperatuuri kõikumise aastane amplituud. Vastavalt amplituudi suurusele ja äärmuslike temperatuuride alguse ajale on 4 tüüpi aastaseid temperatuurikõikumisi.

n n Ekvatoriaaltüüp – kaks maksimumi (pärast pööripäeva) ja kaks miinimumi (pärast pööripäeva). Amplituud ookeanil on umbes 1 ºС, maismaa kohal - kuni 10 ºС. Temperatuur on aastaringselt positiivne. Troopiline tüüp - üks maksimum (pärast suvist pööripäeva) ja üks miinimum (pärast talvist pööripäeva). Amplituud ookeani kohal on umbes 5 ºС, maal - kuni 20 ºС. Temperatuur on aastaringselt positiivne.

n n Mõõdukas tüüp - üks maksimum (juulis üle maa, üle ookeani - augustis) ja üks miinimum (maismaal jaanuaris, ookeanis - veebruaris), neli aastaaega. Aastane temperatuuriamplituud suureneb laiuskraadi suurenedes ja ookeanist kaugenedes: rannikul 10 ºС, ookeanist eemal - 60 ºС ja rohkem. Külma aastaajal on temperatuur negatiivne. Polaartüüp - talv on väga pikk ja külm, suvi lühike ja jahe. Aastane amplituud on 25 ºС ja rohkem (maismaal kuni 65 ºС). Temperatuur on suurema osa aastast negatiivne.

n Aastase temperatuuri kõikumise ja ka ööpäevase kõikumise raskendavad tegurid on aluspinna iseloom (taimestik, lumi või jääkate), maastiku kõrgus, kaugus ookeanist, õhumasside sissetung. erinevad termilise režiimi poolest

n n n Keskmine õhutemperatuur maapinna lähedal põhjapoolkeral jaanuaris +8 ºС, juulis +22 ºС; lõunas - juulis +10 ºС, jaanuaris +17 ºС. Õhutemperatuuri kõikumise aastased amplituudid on põhjapoolkeral 14 ºС ja lõunapoolkeral ainult 7 ºС, mis näitab, et lõunapoolkera on vähem mandriline. Aasta keskmine õhutemperatuur maapinna lähedal on üldiselt +14 ºС.

Maailmarekordiomanikke n n n Täheldati õhutemperatuuri absoluutseid maksimume: põhjapoolkeral - Aafrikas (Liibüa, +58, 1 ºС) ja Mehhiko mägismaal (Sao Louis, +58 ºС). lõunapoolkeral - Austraalias (+51ºС) märgiti absoluutsed miinimumid Antarktikas (-88,3 ºС, Vostoki jaam) ja Siberis (Verhojansk, -68 ºС, Oymyakon, -77,8 ºС). Aasta keskmine temperatuur on kõrgeim Põhja-Aafrikas (Lu, Somaalia, +31 ºС), madalaim - Antarktikas (Vostoki jaam, -55, 6 ºС).

Soojusvööndid n n n Need on Maa laiuskraadivööndid, kus on teatud temperatuurid. Maa ja ookeanide, õhu- ja veevoolude ebaühtlase jaotumise tõttu ei lange termilised tsoonid kokku valgustustsoonidega. Vööde piiride jaoks võetakse isotermid - võrdse temperatuuriga jooned.

Termotsoonid n n Termotsoone on 7. - kuum tsoon, mis asub põhja- ja lõunapoolkera aastase isotermi +20 ºС vahel; - kaks parasvöötme, mida piirab ekvaatorist aastane isoterm +20 ºС ja poolustest kõige soojema kuu isoterm +10 ºС; - kaks külmavööd, mis asuvad kõige soojema kuu isotermide +10 ºС ja 0 ºС vahel;

Päikesekiirte poolt otseselt kuumutatud pinda, mis annab soojust selle all olevatele kihtidele ja õhule, nimetatakse aktiivne. Aktiivse pinna temperatuur, selle väärtus ja muutus (päevane ja aastane kõikumine) määratakse soojusbilansi järgi.

Peaaegu kõigi soojusbilansi komponentide maksimumväärtust täheldatakse keskpäevastel tundidel. Erandiks on maksimaalne soojusvahetus pinnases, mis langeb hommikutundidele.

Soojusbilansi komponentide ööpäevase kõikumise maksimaalsed amplituudid täheldatakse suvel, minimaalsed - talvel. Kuival ja taimestikuvabal pinnatemperatuuri ööpäevases kulgemises saabub selgel päeval maksimum pärast kella 13.00, miinimum aga päikesetõusu paiku. Pilvisus häirib pinnatemperatuuri regulaarset kulgu ning põhjustab maksimumide ja miinimumide momentide nihke. Niiskus ja taimkate mõjutavad oluliselt pinnatemperatuuri. Päevane pinnatemperatuuri maksimum võib olla +80°C või rohkem. Igapäevased kõikumised ulatuvad 40°-ni. Nende väärtus sõltub koha laiuskraadist, aastaajast, pilvisusest, pinna soojuslikest omadustest, värvist, karedusest, taimkattest ja kallakutest.

Aktiivse kihi temperatuuri aastane kulg on erinevatel laiuskraadidel erinev. Maksimaalne temperatuur keskmistel ja kõrgetel laiuskraadidel on tavaliselt juunis, minimaalne - jaanuaris. Aktiivse kihi temperatuuri iga-aastaste kõikumiste amplituudid madalatel laiuskraadidel on väga väikesed, maismaa keskmistel laiuskraadidel ulatuvad need 30°-ni. Maapinna temperatuuri iga-aastaseid kõikumisi parasvöötmetel ja kõrgetel laiuskraadidel mõjutab tugevalt lumikate.

Soojuse ülekandmine kihist kihti võtab aega ning päevase maksimum- ja miinimumtemperatuuri saabumise hetked hilinevad iga 10 cm võrra umbes 3 tunni võrra. Kui kõrgeim temperatuur pinnal oli umbes kell 13:00, siis 10 cm sügavusel saavutab temperatuur maksimumi umbes kell 16:00 ja 20 cm sügavusel - umbes kell 19:00 jne. all olevate kihtide kuumutamisel ülemistest kihtidest neelab iga kiht teatud koguse soojust. Mida sügavam on kiht, seda vähem soojust see saab ja seda nõrgemad temperatuurikõikumised selles. Päevaste temperatuurikõikumiste amplituud sügavusega väheneb 2 korda iga 15 cm kohta. See tähendab, et kui pinnal on amplituud 16°, siis 15 cm sügavusel on see 8° ja 30 cm sügavusel 4°.

Keskmiselt umbes 1 m sügavusel mullatemperatuuri päevane kõikumine "hajub". Kihti, milles need võnkumised praktiliselt peatuvad, nimetatakse kihiks püsiv ööpäevane temperatuur.

Mida pikem on temperatuurikõikumiste periood, seda sügavamale need levivad. Keskmistel laiuskraadidel paikneb püsiva aastatemperatuuri kiht 19-20 m sügavusel, suurtel laiuskraadidel 25 m sügavusel Troopilistel laiuskraadidel on aasta temperatuuride amplituudid väikesed ja püsiva aastaamplituudiga kiht on asub vaid 5-10 m sügavusel ja miinimumtemperatuurid hilinevad keskmiselt 20-30 päeva meetri kohta. Seega, kui madalaim temperatuur pinnal täheldati jaanuaris, siis 2 m sügavusel toimub see märtsi alguses. Vaatlused näitavad, et temperatuur püsiva aastatemperatuuri kihis on lähedane aasta keskmisele õhutemperatuurile pinna kohal.

Vesi, millel on suurem soojusmahtuvus ja madalam soojusjuhtivus kui maismaal, soojeneb aeglasemalt ja eraldab soojust aeglasemalt. Osa veepinnale langevatest päikesekiirtest neeldub kõige ülemisse kihti ja osa neist tungib üsna sügavale, soojendades otse osa selle kihist.

Vee liikuvus teeb võimalikuks soojusülekande. Turbulentse segunemise tõttu toimub soojusülekanne sügavuses 1000–10 000 korda kiiremini kui soojusjuhtivuse kaudu. Kui vee pinnakihid jahtuvad, toimub termiline konvektsioon, millega kaasneb segunemine. Päevased temperatuurikõikumised ookeani pinnal on kõrgetel laiuskraadidel keskmiselt vaid 0,1°, parasvöötme laiuskraadidel - 0,4°, troopilistel laiuskraadidel - 0,5°. Nende vibratsioonide läbitungimissügavus on 15-20m. Aastased temperatuuriamplituudid ookeani pinnal ulatuvad 1°-st ekvatoriaallaiuskraadidel kuni 10,2°-ni parasvöötme laiuskraadidel. Aastased temperatuurikõikumised tungivad 200-300 m sügavusele.Veekogudes jäävad maksimumtemperatuuri hetked maismaaga võrreldes hiljaks. Maksimum saabub umbes 15-16 tundi, minimaalne - 2-3 tundi pärast päikesetõusu.

Atmosfääri alumise kihi soojusrežiim.

Õhku soojendatakse peamiselt mitte otse päikesekiirte toimel, vaid soojuse ülekandmise tõttu selle aluspinna kaudu (kiirguse ja soojusjuhtivuse protsessid). Kõige olulisemat rolli soojuse ülekandmisel pinnalt troposfääri katvatele kihtidele mängib soojusvahetus ja varjatud aurustumissoojuse ülekanne. Õhuosakeste juhuslikku liikumist, mis on põhjustatud selle ebaühtlaselt kuumutatud aluspinna kuumenemisest, nimetatakse termiline turbulents või termiline konvektsioon.

Kui väikeste kaootiliste liikuvate keeriste asemel hakkavad domineerima võimsad tõusev (termilised) ja vähem võimsad laskuvad õhu liikumised, nimetatakse konvektsiooni. korrastatud. Pinna lähedal soojenev õhk tormab ülespoole, kandes üle soojust. Termiline konvektsioon saab areneda ainult seni, kuni õhu temperatuur on kõrgem selle keskkonna temperatuurist, kus see tõuseb (atmosfääri ebastabiilne seisund). Kui tõusva õhu temperatuur on võrdne ümbritseva õhu temperatuuriga, siis tõus peatub (atmosfääri ükskõikne seisund); kui õhk muutub keskkonnast külmemaks, hakkab see vajuma (atmosfääri püsiseisund).

Õhu turbulentsel liikumisel saavad üha enam selle pinnaga kokkupuutes olevaid osakesi soojust ning tõustes ja segunedes annavad selle teistele osakestele. Õhu poolt pinnalt turbulentsi kaudu vastuvõetud soojushulk on 400 korda suurem kui soojushulk, mis ta saab kiirguse tulemusena ja molekulaarse soojusjuhtivuse teel ülekandumise tulemusena - peaaegu 500 000 korda. Soojus kandub pinnalt atmosfääri koos sellelt aurustunud niiskusega ja eraldub seejärel kondenseerumisprotsessi käigus. Iga gramm veeauru sisaldab 600 kalorit latentset aurustumissoojust.

Tõusvas õhus muutub temperatuur tänu adiabaatiline protsess, st ilma soojusvahetuseta keskkonnaga, mis on tingitud gaasi siseenergia muundamisest tööks ja töö siseenergiaks. Kuna siseenergia on võrdeline gaasi absoluutse temperatuuriga, muutub temperatuur. Tõusev õhk paisub, teeb tööd, milleks kulutab siseenergiat, ja selle temperatuur langeb. Laskuv õhk, vastupidi, surutakse kokku, paisumiseks kulutatud energia vabaneb ja õhutemperatuur tõuseb.

Küllastunud õhu jahtumise hulk selle tõusul 100 m sõltub õhutemperatuurist ja atmosfäärirõhust ning varieerub suurtes piirides. Küllastumata laskuv õhk soojeneb 1 ° 100 m kohta, küllastatakse väiksema kogusega, kuna selles toimub aurustumine, mille jaoks soojust kulutatakse. Tõusev küllastunud õhk kaotab tavaliselt sademete ajal niiskust ja muutub küllastumata. Langetamisel soojeneb selline õhk 1 ° 100 m kohta.

Selle tulemusena on temperatuuri langus tõusu ajal väiksem kui selle tõus langetamise ajal ning õhul, mis tõuseb ja seejärel langeb samal tasemel samal rõhul, on erinev temperatuur - lõpptemperatuur on kõrgem kui algne. . Sellist protsessi nimetatakse pseudoadiabaatiline.

Kuna õhku soojendatakse peamiselt aktiivselt pinnalt, langeb temperatuur madalamas atmosfääris reeglina kõrgusega. Troposfääri vertikaalne gradient on keskmiselt 0,6° 100 m kohta. Seda peetakse positiivseks, kui temperatuur langeb kõrgusega, ja negatiivseks, kui see tõuseb. Alumises pinnakihis (1,5-2 m) võivad vertikaalsed kalded olla väga suured.

Temperatuuri tõusu kõrgusega nimetatakse inversioon ja õhukiht, mille temperatuur tõuseb kõrgusega, - inversioonikiht. Atmosfääris võib peaaegu alati täheldada inversioonikihte. Maa pinnal, kui see on kiirguse tagajärjel tugevalt jahtunud, kiirguse inversioon(kiirguse inversioon) . See ilmub selgetel suveöödel ja võib katta mitmesajameetrise kihi. Talvel selge ilmaga püsib inversioon mitu päeva ja isegi nädalat. Talvised inversioonid võivad katta kuni 1,5 km pikkuse kihi.

Inversiooni võimendavad reljeefsed tingimused: külm õhk voolab lohku ja jääb seal seisma. Selliseid inversioone nimetatakse orograafiline. Võimsad inversioonid kutsutakse juhuslik, tekivad juhtudel, kui suhteliselt soe õhk tuleb külmale pinnale, jahutades selle alumisi kihte. Päevased advektiivsed inversioonid on nõrgalt väljendunud, öösel võimendab neid kiirgusjahutus. Kevadel soodustab selliste inversioonide teket veel sulamata lumikate.

Külmad on seotud temperatuuri inversiooni nähtusega pinnapealses õhukihis. külmutada -õhutemperatuuri langus öösel 0 °-ni ja alla selle ajal, mil ööpäeva keskmine temperatuur on üle 0 ° (sügis, kevad). Võib ka juhtuda, et külmad tekivad mullal vaid siis, kui õhutemperatuur selle kohal on üle nulli.

Atmosfääri termiline seisund mõjutab valguse levikut selles. Juhtudel, kui temperatuur muutub järsult kõrgusega (tõuseb või väheneb), on olemas miraažid.

Miraaž - kujutluspilt objektist, mis ilmub selle kohale (ülemine miraaž) või selle alla (alumine miraaž). Vähem levinud on külgmised miraažid (pilt paistab küljelt). Miraažide tekkepõhjuseks on objektilt vaatleja silma tulevate valguskiirte trajektoori kõverus, mis tuleneb nende murdumise tulemusena erineva tihedusega kihtide piiril.

Päevane ja aastane temperatuurimuutus madalamas troposfääris kuni 2 km kõrguseni peegeldab üldiselt pinnatemperatuuri kõikumisi. Pinnast kaugenedes vähenevad temperatuurikõikumiste amplituudid ning maksimum- ja miinimummomendid hilinevad. Igapäevased õhutemperatuuri kõikumised talvel on märgatavad kuni 0,5 km kõrguseni, suvel - kuni 2 km.

Ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituud väheneb laiuskraadi suurenedes. Suurim päevane amplituud on subtroopilistel laiuskraadidel, väikseim - polaarsetel. Parasvöötme laiuskraadidel on ööpäevased amplituudid erinevatel aastaaegadel erinevad. Kõrgetel laiuskraadidel on suurim päevane amplituud kevadel ja sügisel, parasvöötme laiuskraadidel - suvel.

Õhutemperatuuri aastane kulg sõltub eelkõige paiga laiuskraadist. Ekvaatorist poolustele suureneb õhutemperatuuri kõikumise aastane amplituud.

Vastavalt amplituudi suurusele ja äärmuslike temperatuuride alguse ajale on aastased temperatuuri kõikumised nelja tüüpi.

ekvatoriaalne tüüp mida iseloomustavad kaks maksimumi (pärast pööripäevi) ja kaks miinimumi (pärast pööripäeva). Amplituud ookeani kohal on umbes 1°, maismaa kohal - kuni 10°. Temperatuur on aastaringselt positiivne.

Troopiline tüüp -üks maksimum (pärast suvist pööripäeva) ja üks miinimum (pärast talvist pööripäeva). Amplituud ookeani kohal on umbes 5°, maismaal - kuni 20°. Temperatuur on aastaringselt positiivne.

Mõõdukas tüüp -üks maksimum (juulis põhjapoolkeral maismaa kohal, augustis ookeani kohal) ja üks miinimum (jaanuaris põhjapoolkeral maismaa kohal, veebruaris ookeani kohal). Selgelt eristuvad neli aastaaega: soe, külm ja kaks üleminekuperioodi. Aastane temperatuuri amplituud suureneb nii laiuskraadi kui ka ookeanist kaugenemisega: rannikul 10°, ookeanist eemal - kuni 60° ja rohkem (Jakutskis -62,5°). Külma aastaajal on temperatuur negatiivne.

polaarne tüüp - talv on väga pikk ja külm, suvi lühike ja jahe. Aastased amplituudid on 25° ja rohkem (maal kuni 65°). Temperatuur on suurema osa aastast negatiivne. Üldpilti õhutemperatuuri aastakäigust raskendab tegurite mõju, mille hulgas on erilise tähtsusega aluspind. Veepinna kohal on aastane temperatuurimuutus ühtlustunud, maismaal, vastupidi, tugevam. Lumi ja jääkate vähendavad oluliselt aastatemperatuuri. Samuti mõjutavad koha kõrgus ookeani tasemest, reljeef, kaugus ookeanist ja pilvisus. Aastase õhutemperatuuri sujuvat kulgu segavad külma või vastupidi sooja õhu sissetungist põhjustatud häired. Näiteks võib tuua kevadise külma ilma (külmalained), sügisese soojuse taastumise, talvised sulad parasvöötme laiuskraadidel.

Õhutemperatuuri jaotus aluspinnal.

Kui maa pind oleks homogeenne ning atmosfäär ja hüdrosfäär paigal, määraks soojuse jaotumise üle maapinna ainult päikesekiirguse sissevool ning õhutemperatuur langeks järk-järgult ekvaatorilt poolustele, jäädes sama igal paralleelil (päikese temperatuurid). Tõepoolest, aasta keskmised õhutemperatuurid määratakse soojusbilansi järgi ja need sõltuvad aluspinna olemusest ja pidevast laiustevahelisest soojusvahetusest, mis toimub õhu ja ookeani vee liikumisel, ning seetõttu erinevad need oluliselt päikese temperatuuridest.

Tegelikud aasta keskmised õhutemperatuurid maapinna lähedal madalatel laiuskraadidel on madalamad, kõrgetel laiuskraadidel, vastupidi, kõrgemad kui päikese omadel. Lõunapoolkeral on tegelik aasta keskmine temperatuur kõigil laiuskraadidel madalam kui põhjapoolkeral. Jaanuari keskmine õhutemperatuur maapinna lähedal põhjapoolkeral on +8°C, juulis +22°C; lõunas - juulis +10° C, jaanuaris +17° C. Aasta keskmine õhutemperatuur maapinnal on tervikuna +14 ° C.

Kui märkida erinevatele meridiaanidele kõrgeimad aasta- või kuu keskmised temperatuurid ja need omavahel ühendada, saame joone termiline maksimum, nimetatakse sageli termiliseks ekvaatoriks. Tõenäoliselt on õigem pidada termiliseks ekvaatoriks paralleeli (laiuskraadiringi) aasta või mis tahes kuu kõrgeimate normaalsete keskmiste temperatuuridega. Termiline ekvaator ei lange kokku geograafilisega ja on "nihutatud"; põhja poole. Aasta jooksul liigub see 20° põhjalaiust. sh. (juulis) kuni 0° (jaanuaris). Termilise ekvaatori põhja poole nihkumisel on mitu põhjust: maa ülekaal põhjapoolkera troopilistel laiuskraadidel, Antarktika külmapoolus ja võib-olla ka suve kestus (lõunapoolkeral on suvi lühem ).

Termilised rihmad.

Isotermid võetakse termiliste (temperatuuri) vööde piiridest väljapoole. Seal on seitse termilist tsooni:

kuum vöö, mis asub põhja- ja lõunapoolkera aastase isotermi + 20 ° vahel; kaks parasvöötme vööndit, mida ekvaatori küljelt piirab aastane isoterm + 20 °, poolustest soojema kuu isoterm + 10 °;

kaks külmad vööd, mis asub isotermi + 10 ° ja ja kõige soojema kuu vahel;

kaks külmavööd asub pooluste lähedal ja on piiratud soojema kuu 0° isotermiga. Põhjapoolkeral on see Gröönimaa ja põhjapooluse lähedal asuv ruum, lõunapoolkeral - ala paralleeli 60 ° S sees. sh.

Temperatuurivööndid on kliimavööndite aluseks. Igas vöös täheldatakse olenevalt aluspinnast suuri temperatuurikõikumisi. Maal on reljeefi mõju temperatuurile väga suur. Temperatuuri muutus kõrgusega iga 100 m kohta ei ole erinevates temperatuurivööndites sama. Vertikaalne gradient troposfääri alumises kilomeetrikihis varieerub 0°-st Antarktika jääpinna kohal kuni 0,8°-ni suvel troopiliste kõrbete kohal. Seetõttu võib temperatuuri merepinnale viimise meetod keskmise gradiendi (6°/100 m) abil mõnikord põhjustada suuri vigu. Temperatuuri muutus kõrgusega on vertikaalse kliimavööndi põhjus.

VESI ATMOSFÄÄRIS

Maa atmosfäär sisaldab umbes 14 000 km 3 veeauru. Vesi satub atmosfääri peamiselt Maa pinnalt aurustumise tulemusena. Niiskus kondenseerub atmosfääris, kandub õhuvoolude poolt ja langeb tagasi maapinnale. Vee ringkäik on pidev, mis on võimalik tänu selle võimele olla kolmes olekus (tahke, vedel ja aur) ning liikuda kergesti ühest olekust teise.

Õhuniiskuse omadused.

Absoluutne niiskus - veeauru sisaldus atmosfääris grammides 1 m 3 õhu kohta ("; a";).

Suhteline niiskus - veeauru tegeliku rõhu ja küllastuselastsuse suhe, väljendatuna protsentides. Suhteline niiskus iseloomustab õhu küllastumise astet veeauruga.

Niiskuse puudus- küllastuse puudumine antud temperatuuril:

Kastepunkt - temperatuur, mille juures veeaur õhus seda küllastab.

Aurustumine ja aurustumine. Veeaur satub atmosfääri aluspinnalt aurustumise (füüsilise aurustumise) ja transpiratsiooni teel. Füüsikalise aurustumise protsess seisneb sidusjõudude ületamises kiiresti liikuvate veemolekulide abil, nende eraldamises pinnast ja suunamises atmosfääri. Mida kõrgem on aurustuva pinna temperatuur, seda kiiremini liiguvad molekulid ja seda rohkem satub neid atmosfääri.

Kui õhk on veeauruga küllastunud, peatub aurustumisprotsess.

Aurutamisprotsess nõuab soojust: 1 g vee aurustamiseks kulub 597 cal, 1 g jää aurutamiseks 80 cal rohkem. Selle tulemusena väheneb aurustuva pinna temperatuur.

Aurustumine ookeanist kõigil laiuskraadidel on palju suurem kui aurustumine maismaalt. Selle maksimaalne väärtus ookeani jaoks ulatub 3000 cm-ni aastas. Troopilistel laiuskraadidel on aastased aurumised ookeani pinnalt suurimad ja see muutub aasta jooksul vähe. Parasvöötme laiuskraadidel on maksimaalne aurumine ookeanist talvel, polaarsetel laiuskraadidel - suvel. Maksimaalne aurustumine maapinnalt on 1000 mm. Selle laiuskraadide erinevused on määratud kiirgusbilansi ja niiskusega. Üldiselt väheneb ekvaatorist pooluste suunas aurustumine vastavalt temperatuuri langusele.

Piisava niiskuse puudumisel aurustaval pinnal ei saa aurustumine olla suur isegi kõrgetel temperatuuridel ja tohutu niiskusdefitsiidi korral. Võimalik aurustumine - aurustumine- antud juhul on see väga suur. Veepinna kohal langevad aurustumine ja aurustumine kokku. Maal võib aurustumine olla palju väiksem kui aurustumine. Aurustumine iseloomustab võimaliku aurustumise hulka piisava niiskusega maismaalt. Õhuniiskuse igapäevased ja aastased kõikumised. Õhuniiskus muutub pidevalt aurustuva pinna ja õhu temperatuuri muutumise, aurustumis- ja kondenseerumisprotsesside vahekorra ning niiskuse ülekande tõttu.

Absoluutse õhuniiskuse päevane kõikumine võib olla ühe- või kahekordne. Esimene langeb kokku ööpäevase temperatuurimuutusega, sellel on üks maksimum ja üks miinimum ning see on tüüpiline piisava niiskusega kohtadele. Seda võib täheldada ookeani kohal ning talvel ja sügisel maismaa kohal. Topeltkäigul on kaks kõrget ja kaks madalat tõusu ning see on tüüpiline maale. Hommikune miinimum enne päikesetõusu on seletatav väga nõrga aurustumisega (või isegi selle puudumisega) öötundidel. Päikese kiirgusenergia saabumise suurenemisega suureneb aurustumine, absoluutne niiskus saavutab maksimumi umbes kell 09.00. Selle tulemusena toimub arenev konvektsioon - niiskuse ülekanne ülemistesse kihtidesse - kiiremini kui selle sisenemine aurustumispinnalt õhku, seetõttu tekib umbes kell 16:00 teine ​​​​minimum. Õhtuks konvektsioon seiskub ning aurustumine päeval köetud pinnalt on veel üsna intensiivne ning niiskus koguneb alumistesse õhukihtidesse, tekitades 20-21 tunni paiku teise (õhtuse) maksimumi.

Aastane absoluutne niiskus vastab ka temperatuuri aastasele kulgemisele. Suvel on absoluutne niiskus kõrgeim, talvel madalaim. Suhtelise õhuniiskuse päevane ja aastane kulg on peaaegu kõikjal vastupidine temperatuuri kulgemisele, kuna maksimaalne niiskusesisaldus tõuseb temperatuuri tõustes kiiremini kui absoluutne niiskus.

Päevane suhtelise õhuniiskuse maksimum saabub enne päikesetõusu, minimaalne - 15-16 tunni ajal. Aasta jooksul langeb maksimaalne suhteline õhuniiskus reeglina kõige külmemale kuule, minimaalne - kõige soojemale. Erandiks on alad, kus suvel puhuvad merelt niisked tuuled ja talvel mandrilt kuivad tuuled.

Õhuniiskuse jaotus.Õhu niiskusesisaldus ekvaatorilt poolustele langeb üldiselt 18-20 mb-lt 1-2-le. Maksimaalne absoluutne niiskus (üle 30 g / m 3) registreeriti Punase mere kohal ja jõe deltas. Mekong, suurim keskmine aastane (üle 67 g / m 3) - Bengali lahe kohal, väikseim keskmine aastane (umbes 1 g / m 3) ja absoluutne miinimum (alla 0,1 g / m 3) - Antarktika kohal . Suhteline õhuniiskus muutub laiuskraadiga suhteliselt vähe: näiteks laiuskraadidel 0-10° on see maksimaalselt 85%, laiuskraadidel 30-40° - 70% ja laiuskraadidel 60-70° - 80%. Suhtelise õhuniiskuse märgatavat langust täheldatakse vaid 30–40° laiuskraadidel põhja- ja lõunapoolkeral. Suurim suhtelise õhuniiskuse aasta keskmine väärtus (90%) täheldati Amazonase suudmes, madalaim (28%) - Hartumis (Niiluse org).

kondenseerumine ja sublimatsioon. Veeauruga küllastunud õhus, kui selle temperatuur langeb kastepunktini või veeauru hulk selles suureneb, kondensatsioon - vesi muutub aurulisest olekust vedelaks. Temperatuuridel alla 0 ° C võib vesi vedelast olekust mööda minna tahkesse olekusse. Seda protsessi nimetatakse sublimatsioon. Nii kondenseerumine kui ka sublimatsioon võivad õhus toimuda kondensatsioonituumadel, maapinnal ja erinevate objektide pinnal. Kui aluspinnalt jahtuva õhu temperatuur jõuab kastepunktini, ladestuvad külmale pinnale kaste, härmatis, vedelad ja tahked sadestused ning härmatis.

kaste - väikesed veetilgad, mis sageli ühinevad. Tavaliselt ilmub see öösel pinnale, soojuskiirguse tagajärjel jahtunud taimede lehtedele. Parasvöötme laiuskraadidel annab kaste 0,1-0,3 mm öö kohta ja 10-50 mm aastas.

Härmatis - kõva valge sade. Tekib samadel tingimustel kui kaste, kuid temperatuuril alla 0° (sublimatsioon). Kaste tekkimisel eraldub varjatud soojus, härmatise tekkimisel soojus, vastupidi, neeldub.

Vedel ja tahke tahvel - püstpindadele (seinad, postid jne) tekkiv õhuke vee- või jääkile külma ilma muutumisel soojaks niiske ja sooja õhu kokkupuutel jahtunud pinnaga.

Härmatis - valge lahtine sete, mis sadestub puudele, juhtmetele ja hoonete nurkadele niiskusega küllastunud õhust, mille temperatuur on tunduvalt alla 0 °. jää. Tavaliselt tekib see sügisel ja kevadel temperatuuril 0°, -5°.

Kondensatsiooni- või sublimatsiooniproduktide (veepiiskade, jääkristallide) kuhjumist õhu pinnakihti nimetatakse nn. udu või hägune. Udu ja udu erinevad tilkade suuruse poolest ja põhjustavad erineval määral nähtavuse halvenemist. Udu korral on nähtavus 1 km või vähem, udus - üle 1 km. Piiskade suurenedes võib udu muutuda uduks. Niiskuse aurustumine tilkade pinnalt võib põhjustada udu muutumist uduseks.

Kui veeauru kondenseerumine (või sublimatsioon) toimub teatud kõrgusel pinnast, pilved. Need erinevad udust oma asukoha poolest atmosfääris, füüsilise struktuuri ja vormide mitmekesisuse poolest. Pilvede teke on peamiselt tingitud tõusva õhu adiabaatilisest jahtumisest. Tõuseb ja samal ajal järk-järgult jahtudes jõuab õhk piirini, mille juures selle temperatuur on võrdne kastepunktiga. Seda piiri nimetatakse kondensatsiooni tase.Üleval algab kondensatsioonituumade olemasolul veeauru kondenseerumine ja võivad tekkida pilved. Seega langeb pilvede alumine piir praktiliselt kokku kondensatsioonitasemega. Pilvede ülemise piiri määrab konvektsiooni tase - tõusvate õhuvoolude jaotuse piirid. Sageli langeb see kokku viivituskihtidega.

Suurel kõrgusel, kus tõusva õhu temperatuur on alla 0°, tekivad pilve jääkristallid. Kristallisatsioon toimub tavaliselt temperatuuril -10° C, -15° C. Vedelate ja tahkete elementide paiknemise vahel pilves puudub terav piir, on võimsad üleminekukihid. Pilve moodustavad veepiisad ja jääkristallid kanduvad tõusvad hoovused ülespoole ja laskuvad gravitatsiooni mõjul uuesti alla. Kondensatsioonipiirist allapoole langedes võivad tilgad aurustuda. Sõltuvalt teatud elementide ülekaalust jagunevad pilved veeks, jääks, segatud.

Vesi Pilved koosnevad veepiiskadest. Negatiivsel temperatuuril on pilves olevad tilgad ülejahutatud (kuni -30 °C). Piiskade raadius on enamasti 2–7 mikronit, harva kuni 100 mikronit. 1 cm 3 veepilves on mitusada tilka.

Jää Pilved koosnevad jääkristallidest.

segatud sisaldavad korraga erineva suurusega veepiisku ja jääkristalle. Soojal aastaajal ilmuvad veepilved peamiselt troposfääri alumistesse kihtidesse, segatuna - keskel, jää - ülemisse. Pilvede kaasaegne rahvusvaheline klassifikatsioon põhineb nende jaotamisel kõrguse ja välimuse järgi.

Välimuse ja kõrguse järgi jagunevad pilved 10 perekonda:

I perekond (ülemine tasand):

1. liik. Cirrus (C)- eraldiseisvad õrnad pilvikud, kiud- või niitjad, ilma "varjudeta", tavaliselt valged, sageli säravad.

2. liik. Cirrocumulus (CC) – läbipaistvate helveste ja varjudeta pallide kihid ja servad.

3. liik. Cirrostratus (Cs) - õhuke, valge, poolläbipaistev kate.

Kõik ülemise astme pilved on jäised.

II perekond (keskmine tase):

4. liik. Altocumulus(AC) - valgete plaatide ja kuulide kihid või servad, võllid. Need koosnevad pisikestest veepiiskadest.

5. liik. Altostratus(Nagu) - halli värvi sile või kergelt laineline loor. Need on segapilved.

III perekond (madalam tasand):

6. liik. Stratocumulus(Sс) - halli värvi plokkide ja võllide kihid ja servad. Koosneb veepiiskadest.

7. liik. kihiline(St) - hallide pilvede loor. Tavaliselt on need veepilved.

8. liik. Nimbostratus(Ns) - vormitu hall kiht. Sageli "; nende pilvedega kaasneb räsitud vihm (fn),

Kiht-nimbuspilved segamini.

IV perekond (vertikaalse arengu pilved):

9. liik. Cumulus(Si) - tihedad pilvised kobarad ja kuhjad peaaegu horisontaalse alusega. Rünkpilved on vesi Rebenenud servadega rünkpilvi nimetatakse rebenenud rünkpilvedeks. (Fc).

10. liik. Cumulonimbus(Sv) - vertikaalselt arenesid tihedad nuiad, alaosas vesised, ülemises osas jäised.

Pilvede olemuse ja kuju määravad protsessid, mis põhjustavad õhu jahtumist, mis viib pilvede tekkeni. Tulemusena konvektsioon, Kuumutamisel tekkiv heterogeenne pind tekitab rünkpilvi (perekond IV). Need erinevad sõltuvalt konvektsiooni intensiivsusest ja kondensatsiooni taseme asendist: mida intensiivsem konvektsioon, seda kõrgem on selle tase, seda suurem on rünkpilvede vertikaalne võimsus.

Sooja ja külma õhumassi kohtumisel kipub soe õhk alati külma õhu üles tõusma. Tõusmisel tekivad adiabaatilise jahtumise tagajärjel pilved. Kui soe õhk tõuseb aeglaselt mööda kergelt kaldu (1-2 km kaugusel 100-200 km) sooja ja külma massi vahelist liidest (tõusev libisemisprotsess), moodustub pidev pilvekiht, mis ulatub sadade kilomeetriteni (700- 900 km). Tekib iseloomulik pilvesüsteem: allpool on sageli räbalad vihmapilved (fn), nende kohal - kihiline vihm (Ns), ülal - kõrgekihiline (Nagu), cirrostratus (Cs) ja rünkpilved (KOOS).

Juhul, kui sooja õhku surub selle all voolav külm õhk jõuliselt ülespoole, tekib teistsugune pilvesüsteem. Kuna hõõrdumisest tingitud külma õhu pindmised kihid liiguvad aeglasemalt kui ülemised kihid, paindub selle alumises osas liides järsult, soe õhk tõuseb peaaegu vertikaalselt ja sellesse tekivad rünkpilved. (Cb). Kui ülalpool täheldatakse sooja õhu ülespoole libisemist üle külma õhu, siis (nagu esimesel juhul) tekivad (nagu esimesel juhul) nimbostratus-, altostratus- ja cirrostratus-pilved. Kui ülespoole libisemine peatub, siis pilvi ei teki.

Pilved, mis tekivad siis, kui soe õhk tõuseb üle külma õhu, nimetatakse eesmine. Kui õhu tõusu põhjustab selle voolamine mägede ja küngaste nõlvadele, nimetatakse sel juhul tekkivaid pilvi nn. orograafiline. Inversioonikihi alumisel piiril, mis eraldab tihedamaid ja vähemtihedaid õhukihte, tekivad mitmesaja meetri pikkused ja 20-50 m kõrgused lained, mille harjadele, kus õhk tõustes jahtub, tekivad pilved. ; pilvede teket harjadevahelistes lohkudes ei toimu. Seega on pikad paralleelsed ribad või võllid. lainelised pilved. Olenevalt asukoha kõrgusest on nad altokumulused või kihisemused.

Kui pilved olid atmosfääris juba enne lainete liikumise algust, muutuvad need lainete harjadel tihedamaks ja lohkudes tihedus väheneb. Tulemuseks on sageli täheldatav tumedamate ja heledamate pilveribade vaheldumine. Suurel alal õhu turbulentsel segunemisel, näiteks merelt maale liikudes pinnale suurenenud hõõrdumise tagajärjel, tekib pilvekiht, mis erineb erinevates osades ebavõrdse võimsuse poolest ja katkeb isegi. Soojuskadu kiirgusest talvel ja sügisel põhjustab kõrge veeaurusisaldusega õhus pilvede teket. Kuna see protsess kulgeb rahulikult ja pidevalt, tekib pidev pilvekiht, mis päeva jooksul sulab.

Äikesetorm. Pilvede tekkimise protsessiga kaasneb alati elektrifitseerimine ja vabade laengute kuhjumine pilvedesse. Elektriseerumist täheldatakse isegi väikestes rünkpilvedes, kuid eriti intensiivne on see vertikaalse arengu võimsates rünkpilvedes, mille ülaosas on madal temperatuur (t

Erineva laenguga pilve lõikude vahel või pilve ja maapinna vahel tekivad elektrilahendused - välk, lisatud äike. See on äikesetorm. Äikese kestus on maksimaalselt mitu tundi. Igas tunnis toimub Maal umbes 2000 äikesetormi. Soodsad tingimused äikese tekkeks on tugev konvektsioon ja pilvede suur veesisaldus. Seetõttu on äikest eriti sageli maismaa kohal troopilistel laiuskraadidel (äikesega kuni 150 päeva aastas), parasvöötme laiuskraadidel maismaa kohal - äikesega 10-30 päeva aastas, mere kohal - 5-10 päeva. Äikesetormid on polaaraladel väga haruldased.

Valgusnähtused atmosfääris. Valguskiirte peegelduse, murdumise ja difraktsiooni tulemusena tekivad tilkades ja pilvede jääkristallides, halod, kroonid, vikerkaared.

Halo - need on ringid, kaared, heledad laigud (valepäikesed), värvilised ja värvitud, mis tekivad ülemise astme jääpilvedes, sagedamini cirrostratus. Halo mitmekesisus oleneb jääkristallide kujust, nende orientatsioonist ja liikumisest; oluline on päikese kõrgus horisondi kohal.

Kroonid - Päikest või Kuud ümbritsevad heledad kergelt värvilised rõngad, mis on läbi õhukeste veepilvede läbikumavad. Valgusti (halo) kõrval võib olla üks kroon ja mitu "lisarõngast", mis on eraldatud tühikutega. Igal kroonil on tähe poole suunatud sisemine külg sinine, välimine pool on punane. Kroonide ilmumise põhjuseks on valguse difraktsioon pilve tilkade ja kristallide vahelt läbimisel. Krooni mõõtmed sõltuvad tilkade ja kristallide suurusest: mida suuremad on tilgad (kristallid), seda väiksem on kroon ja vastupidi. Kui pilveelemendid muutuvad pilves suuremaks, siis võra raadius järk-järgult väheneb, pilveelementide suuruse vähenemisel (aurustumine) aga suureneb. Suured valged kroonid Päikese või Kuu ümber "valepäikesed"; sambad on hea ilma märgid.

Vikerkaar See on nähtav Päikese poolt valgustatud pilve taustal, millest langevad vihmapiisad. See on hele kaar, maalitud spektrivärvides: kaare välimine serv on punane, sisemine serv lilla. See kaar on osa ringist, mille keskpunkti ühendab "; telg"; (üks sirgjoon) vaatleja silmaga ja päikeseketta keskpunktiga. Kui Päike on horisondil madalal, näeb vaatleja poolt ringist, kui Päike tõuseb, muutub kaar väiksemaks, kuna ringi keskpunkt langeb horisondist allapoole. Kui päike on >42°, pole vikerkaart näha. Lennuki pealt saab jälgida vikerkaart peaaegu täieliku ringi kujul.

Lisaks peamisele vikerkaarele on sekundaarsed, kergelt värvilised. Vikerkaar tekib päikesevalguse murdumisel ja peegeldumisel veepiiskades. Piiskadele langevad kiired väljuvad tilkadest justkui lahknevalt, värviliselt ja nii näeb neid vaatleja. Kui kiired murduvad tilgaga kaks korda, ilmub sekundaarne vikerkaar. Vikerkaare värvus, laius ja sekundaarkaare tüüp sõltuvad tilkade suurusest. Suured tilgad annavad väiksema, kuid heledama vikerkaare; kui tilgad vähenevad, muutub vikerkaar laiemaks, selle värvid muutuvad uduseks; väga väikeste tilkadega on see peaaegu valge. Valgusnähtused atmosfääris, mis on põhjustatud valguskiire muutustest tilkade ja kristallide mõjul, võimaldavad hinnata pilvede ehitust ja seisundit ning neid saab kasutada ilmaennustustes.

Pilvisus, päevane ja aastane kõikumine, pilvede jaotus.

Pilvisus - taeva pilvisus: 0 - selge taevas, 10 - pilvine, 5 - pool taevast on kaetud pilvedega, 1 - pilved katavad 1/10 taevast jne. Keskmise pilvisuse arvutamisel, kasutatakse ka ühiku kümnendikke, näiteks: 0,5 5,0, 8,7 jne. Päevases pilvisuses maismaa kohal on kaks maksimumi - varahommikul ja pärastlõunal. Hommikul soodustab kihtsajupilvede teket temperatuuri langus ja suhtelise õhuniiskuse tõus, pärastlõunal tekivad konvektsiooni arengu tõttu rünksajupilved. Suvel on päevane maksimum rohkem väljendunud kui hommikune. Talvel on ülekaalus kihtsajupilved ning maksimaalne pilvisus tekib hommiku- ja öötundidel. Ookeani kohal on igapäevane pilvisus vastupidine maismaale: maksimaalne pilvisus on öösel, minimaalne - päeval.

Iga-aastane pilvisus on väga mitmekesine. Madalatel laiuskraadidel pilvisus aasta läbi oluliselt ei muutu. Mandrite kohal toimub konvektsioonipilvede maksimaalne areng suvel. Suvine pilvisuse maksimum on täheldatud mussooni arengu piirkonnas, aga ka ookeanide kohal kõrgetel laiuskraadidel. Üldiselt on pilvisuse jaotuses Maal märgatav tsoneerimine, mis on tingitud peamiselt õhu valitsevast liikumisest - selle tõusust või langusest. Märgitakse kahte maksimumi - ekvaatori kohal niiske õhu võimsa ülespoole liikumise tõttu ja üle 60-70 ° koos. ja y.sh. seoses õhu tõusuga parasvöötme laiuskraadidel valitsevates tsüklonites. Maismaal on pilvisus väiksem kui ookeani kohal ja selle tsoonilisus on vähem väljendunud. Pilve miinimumtemperatuur on 20–30°S. ja s. sh. ja poolustele; need on seotud õhu langetamisega.

Kogu Maa aasta keskmine pilvisus on 5,4; üle maa 4,9; üle ookeani 5.8. Aastane keskmine pilvisus on Aswanis (Egiptus) 0,5. Aasta keskmine pilvisus (8,8) täheldati Valgel merel; Atlandi ookeani ja Vaikse ookeani põhjapoolseid piirkondi ning Antarktika rannikut iseloomustavad suured pilved.

Pilved mängivad geograafilises ümbrises väga olulist rolli. Nad kannavad niiskust, nendega on seotud sademed. Pilvekate peegeldab ja hajutab päikesekiirgust ning samal ajal aeglustab maapinna soojuskiirgust, reguleerides õhu alumiste kihtide temperatuuri: ilma pilvedeta muutuksid õhutemperatuuri kõikumised väga teravaks.

Sademed. Sademed on vesi, mis on atmosfäärist maapinnale langenud vihma, uduvihma, terade, lume, rahe kujul. Sademeid sajab peamiselt pilvedest, kuid mitte iga pilv ei anna sademeid. Pilves olevad veepiisad ja jääkristallid on väga väikesed, neid hoiab õhk kergesti kinni ja isegi nõrgad ülesvoolud kannavad neid ülespoole. Sademed nõuavad pilveelementide kasvamist piisavalt suureks, et ületada tõusev hoovus ja õhutakistus. Mõne pilve elemendi suurenemine toimub teiste arvelt, esiteks tilkade ühinemise ja kristallide kleepumise tulemusena ning teiseks ja see on peamine, mõne elemendi aurustumise tagajärjel. pilve, veeauru hajus ülekanne ja kondenseerumine teistele.

Tilkade või kristallide kokkupõrge toimub juhuslike (turbulentse) liikumiste ajal või kui need langevad erineva kiirusega. Sulamisprotsessi takistab tilkade pinnal tekkiv õhukile, mis põhjustab põrkuvate tilkade põrgatamist, samuti samanimelised elektrilaengud. Ühtede pilveelementide kasv teiste arvelt veeauru hajusa ülekande tõttu on eriti intensiivne segapilvedes. Kuna maksimaalne niiskusesisaldus vee kohal on suurem kui jääl, võib pilves olevate jääkristallide puhul veeaur ruumi küllastada, samas kui veepiiskade puhul küllastust ei toimu. Selle tulemusena hakkavad tilgad aurustuma ja kristallid kasvavad kiiresti niiskuse kondenseerumise tõttu nende pinnal.

Erineva suurusega tilkade olemasolul veepilves algab veeauru liikumine suurematele tilkadele ja algab nende kasv. Kuid kuna see protsess on väga aeglane, langevad veepilvedest (kihtkiht, kihtrünk) välja väga väikesed tilgad (läbimõõt 0,05-0,5 mm). Struktuurilt homogeensed pilved tavaliselt sademeid ei tekita. Eriti soodsad tingimused sademete tekkeks vertikaalse arengu pilvedes. Sellise pilve alumises osas on veepiisad, ülemises jääkristallid, vahepealses tsoonis ülejahutatud piisad ja kristallid.

Harvadel juhtudel, kui väga niiskes õhus on palju kondensatsioonituumasid, võib üksikute vihmapiiskade sademeid jälgida ilma pilvedeta. Vihmapiiskade läbimõõt on 0,05–7 mm (keskmiselt 1,5 mm), suuremad piisad lagunevad õhus. Kujuneb kuni 0,5 mm läbimõõduga tibutama.

Langevad vihmapiisad on silmale märkamatud. Tõeline vihm on seda suurem, seda tugevamad on tõusvad õhuvoolud, mida langevad tilgad ületavad Tõusuõhu kiirusel 4 m/s langevad maapinnale vähemalt 1 mm läbimõõduga piisad: tõusvad hoovused kiirusega 8 m / s ei suuda ületada isegi suurimaid langusi. Langevate vihmapiiskade temperatuur on alati õhutemperatuurist veidi madalam. Kui pilvest langevad jääkristallid õhus ei sula, langeb tahke sade (lumi, terad, rahe) pinnale.

Lumehelbed on kuusnurksed jääkristallid, mille kiirtega moodustuvad sublimatsiooniprotsessis. Märjad lumehelbed kleepuvad kokku ja moodustavad lumehelbeid. Lumepellet on sfäärikristallid, mis tekivad jääkristallide juhuslikust kasvust kõrge suhtelise õhuniiskuse tingimustes (üle 100%). Kui lumegraanul on kaetud õhukese jääkoorega, muutub see jäätangud.

rahe langeb soojal aastaajal võimsatest rünkpilvedest . Tavaliselt on rahe lühiajaline. Raheterad tekivad jäägraanulite korduva liikumise tulemusena pilves üles-alla. Kukkudes langevad terad ülejahtunud veepiiskade tsooni ja on kaetud läbipaistva jääkoorega; siis tõusevad nad uuesti jääkristallide tsooni ja nende pinnale tekib läbipaistmatu pisikeste kristallide kiht.

Raheterval on lumesüdamik ja rida vaheldumisi läbipaistvaid ja läbipaistmatuid jääkarpe. Karpide arv ja rahetera suurus sõltuvad sellest, mitu korda see pilves tõusis ja langes. Kõige sagedamini langevad välja 6-20 mm läbimõõduga raheterad, vahel on palju suuremaid. Tavaliselt sajab rahet parasvöötme laiuskraadidel, kuid kõige intensiivsem sajab rahet troopikas. Polaaraladel rahet ei saja.

Sademeid mõõdetakse veekihi paksuse järgi millimeetrites, mis aurustumise ja pinnasesse imbumise puudumisel võiksid tekkida horisontaalsel pinnal sademete tagajärjel. Intensiivsuse järgi (sademete hulk millimeetrites 1 minutis) jagunevad sademed nõrkadeks, mõõdukateks ja tugevateks. Sademete iseloom sõltub nende tekketingimustest.

pea kohal sademed, iseloomustab ühtlus ja kestus, tavaliselt sajab vihmana nimbostratus pilvedest.

tugev vihmasadu mida iseloomustab kiire intensiivsuse muutus ja lühike kestus. Need langevad rünksajupilvedest vihma, lume ning aeg-ajalt vihma ja rahe kujul. Märgiti eraldi sadu intensiivsusega kuni 21,5 mm/min (Hawaii saared).

Vihmasadu kiht- ja kihtrünkpilvedest välja kukkuda. Neid moodustavad tilgad (külma ilmaga - väikseimad kristallid) on vaevu nähtavad ja tunduvad olevat õhus hõljuvad.

Sademete päevane kulg langeb kokku päevase pilvisusega. Igapäevaseid sademete mustreid on kahte tüüpi – mandriline ja mereline (rannikuala). kontinentaalne tüüp sellel on kaks maksimumi (hommikul ja pärastlõunal) ja kaks miinimumi (öösel ja ennelõunal). meretüüp- üks maksimum (öö) ja üks miinimum (päev). Aastane sademete kulg on erinevates laiuskraadides ja sama vööndi erinevates osades erinev. See sõltub soojushulgast, soojusrežiimist, õhu liikumisest, vee ja maa jaotusest ning suurel määral topograafiast. Kogu sademete aastakäigu mitmekesisust ei saa taandada mitmeks tüübiks, kuid võib märkida erinevatele laiuskraadidele iseloomulikke jooni, mis võimaldavad rääkida selle tsoonilisusest. Ekvatoriaalseid laiuskraade iseloomustavad kaks vihmaperioodi (pärast pööripäevi), mida eraldab kaks kuiva aastaaega. Troopika suunal toimuvad muutused aasta sademete režiimis, mis väljenduvad märgade aastaaegade lähenemises ja nende ühinemises troopika lähedal üheks tugevate vihmasadudega hooajaks, mis kestab 4 kuud aastas. Subtroopilistel laiuskraadidel (35-40°) on ka üks vihmaperiood, kuid see langeb talvele. Parasvöötme laiuskraadidel on aastane sademete kulg ookeanil, mandrite sisealadel ja rannikutel erinev. Ookeani kohal valitsevad talvised ja mandritel suvised sademed. Suvised sademed on tüüpilised ka polaarlaiuskraadidele. Iga-aastast sademete kulgu saab igal juhul seletada ainult atmosfääri tsirkulatsiooni arvestamisega.

Kõige rohkem sajab sademeid ekvatoriaalsetel laiuskraadidel, kus aastane kogus ületab 1000-2000 mm. Vaikse ookeani ekvatoriaalsaartel langeb kuni 4000–5000 mm aastas ja troopiliste saarte mägede tuulepoolsetel nõlvadel kuni 10 000 mm aastas. Tugevat vihmasadu põhjustavad väga niiske õhu võimsad konvektiivsed voolud. Ekvatoriaallaiuskraadidest põhjas ja lõunas sademete hulk väheneb, jõudes miinimumini 25–35 ° paralleeli lähedal, kus nende keskmine aastane kogus ei ületa 500 mm. Mandrite sisealadel ja läänerannikul sadu ei saja kohati mitu aastat. Parasvöötme laiuskraadidel sademete hulk taas suureneb ja on keskmiselt 800 mm aastas; mandrite siseosas on neid vähem (500, 400 ja isegi 250 mm aastas); ookeani kallastel rohkem (kuni 1000 mm aastas). Kõrgetel laiuskraadidel, madalatel temperatuuridel ja õhu madala niiskusesisalduse korral aastane sademete hulk

Maksimaalne keskmine aastane sademete hulk langeb Cherrapunji linnas (India) - umbes 12 270 mm. Suurim aastane sademete hulk on seal umbes 23 000 mm, väikseim - üle 7000 mm. Minimaalne registreeritud keskmine aastane sademete hulk on Assuanis (0).

Maa pinnale aastas langev sademete koguhulk võib moodustada sellel kuni 1000 mm kõrguse pideva kihi.

Lumikate. Lumikate tekib lume langemisel maapinnale, mille temperatuur on selle säilitamiseks piisavalt madal. Seda iseloomustab kõrgus ja tihedus.

Lumikatte kõrgus, mõõdetuna sentimeetrites, sõltub pinnaühikule sadanud sademete hulgast, lume tihedusest (massi ja mahu suhe), maastikust, taimkattest ja ka tuule peal, mis lund liigutab. Parasvöötme laiuskraadidel on lumikatte tavaline kõrgus 30-50 cm. Selle kõrgeim kõrgus Venemaal on Jenissei keskjooksu basseinis - 110 cm. Mägedes võib see ulatuda mitme meetrini.

Kõrge albeedo ja kõrge kiirgusega lumikate aitab kaasa õhu pindmiste kihtide temperatuuri langetamisele, eriti selge ilmaga. Minimaalne ja maksimaalne õhutemperatuur lumikatte kohal on madalam kui samadel tingimustel, kuid selle puudumisel.

Polaar- ja kõrgmäestikualadel on lumikate püsiv. Parasvöötme laiuskraadidel varieerub selle esinemise kestus sõltuvalt kliimatingimustest. Kuu aega püsivat lumikatet nimetatakse stabiilseks. Selline lumikate moodustub igal aastal suuremal osal Venemaa territooriumist. Kaug-Põhjas kestab see 8-9 kuud, keskpiirkondades - 4-6, Aasovi ja Musta mere kaldal on lumikate ebastabiilne. Lume sulamist põhjustab peamiselt kokkupuude teistest piirkondadest tuleva sooja õhuga. Päikesevalguse toimel sulab umbes 36% lumikattest. Soe vihm aitab sulada. Saastunud lumi sulab kiiremini.

Lumi mitte ainult ei sula, vaid ka aurustub kuivas õhus. Kuid lumikatte aurumine on vähem oluline kui sulamine.

Niisutus. Pinnaniisutustingimuste hindamiseks ei piisa ainult sademete hulga teadmisest. Sama koguse sademete, kuid erineva aurustumise korral võivad niisutamistingimused olla väga erinevad. Niiskuse tingimuste iseloomustamiseks kasutage niiskuskoefitsient (K), mis esindab sademete hulga suhet (r) aurustumisele (Sööma) sama perioodi eest.

Niiskust väljendatakse tavaliselt protsentides, kuid seda saab väljendada ka murdosana. Kui sademete hulk on aurustumisest väiksem, s.o. To vähem kui 100% (või To vähem kui 1), niiskus on ebapiisav. Kell Toüle 100% niiskus võib olla liigne, K=100% juures on see normaalne. Kui K=10% (0,1) või alla 10%, räägime tühisest niiskusest.

Poolkõrbetes on K 30%, aga 100% (100-150%).

Aasta jooksul langeb maapinnale keskmiselt 511 tuhat km 3 sademeid, millest maismaale 108 tuhat km 3 (21%), ülejäänu ookeani. Peaaegu pool kõigist sademetest langeb vahemikku 20°N. sh. ja 20°S sh. Polaaralad moodustavad vaid 4% sademetest.

Aastas aurustub Maa pinnalt keskmiselt sama palju vett, kui sellele langeb. Peamine ";allikas"; niiskus atmosfääris on Ookean subtroopilistel laiuskraadidel, kus pinna kuumutamine loob tingimused maksimaalseks aurumiseks antud temperatuuril. Samadel laiuskraadidel maismaal, kus aurumine on kõrge ja pole midagi aurustuda, tekivad äravooluta piirkonnad ja kõrbed. Ookeani kui terviku jaoks on veebilanss negatiivne (aurumine on rohkem sademeid), maismaal positiivne (aurumine on vähem sademeid). Üldbilanss võrdsustatakse äravoolu "ülejäägi" abil; vesi maismaalt ookeani.

režiimis õhkkond Maad on uuritud kui ... mõju kiirgusele ja soojusrežiimisõhkkond ilmastiku määramine ja... pinnad. Enamik soojus energiat, mida ta saab õhkkond, pärineb alusekspinnad ...

Soojusenergia siseneb atmosfääri alumistesse kihtidesse peamiselt selle all olevalt pinnalt. Nende kihtide soojusrežiim

on tihedalt seotud maapinna soojusrežiimiga, mistõttu on selle uurimine ka meteoroloogia üks olulisi ülesandeid.

Peamised füüsikalised protsessid, mille käigus pinnas soojust vastu võtab või välja annab, on: 1) kiirgussoojusülekanne; 2) turbulentne soojusvahetus aluspinna ja atmosfääri vahel; 3) molekulaarne soojusvahetus mullapinna ja alumise fikseeritud külgneva õhukihi vahel; 4) soojusvahetus pinnasekihtide vahel; 5) faasisoojusülekanne: soojuskulu vee aurustamiseks, jää ja lume sulamiseks pinnase pinnal ja sügavuses või selle vabanemiseks pöördprotsesside käigus.

Maapinna ja veekogude soojusrežiimi määravad nende termofüüsikalised omadused. Ettevalmistamisel tuleb erilist tähelepanu pöörata pinnase soojusjuhtivuse võrrandi (Fourier' võrrandi) tuletamisele ja analüüsile. Kui muld on vertikaalselt ühtlane, siis selle temperatuur t sügavusel z ajahetkel t saab määrata Fourier' võrrandist

kus a- pinnase termiline difusioon.

Selle võrrandi tagajärg on pinnases temperatuurikõikumiste levimise põhiseadused:

1. Võnkeperioodi muutumatuse seadus sügavusega:

T(z) = konst(2)

2. Sügavusega võnkumiste amplituudi vähenemise seadus:

(3)

kus ja on amplituudid sügavustel a- sügavuste vahel paikneva mullakihi termiline difusioon;

3. Sügavusega võnkumiste faasinihke seadus (viivituse seadus):

(4)

kus on hilinemine, st. erinevus sama faasi võnkumiste (näiteks maksimumi) alguse hetkede vahel sügavustel ja temperatuurikõikumiste vahel, mis tungivad pinnasesse sügavusele znp määratletud suhtega:

(5)

Lisaks on vaja pöörata tähelepanu mitmetele tagajärgedele, mis tulenevad sügavusega võnkumiste amplituudi vähenemise seadusest:

a) millisel sügavusel erinevates muldades ( ) temperatuurikõikumiste amplituudid sama perioodiga ( = T 2) vähenemine sama arv kordi on üksteisega seotud kui nende muldade termilise difusiooni ruutjuured

b) sügavused, mille juures samas pinnases ( a= const) erinevate perioodide temperatuurikõikumiste amplituudid ( ) väheneb sama palju =konst, on omavahel seotud võnkeperioodide ruutjuurtena

(7)

On vaja selgelt mõista pinnasesse soojusvoo moodustumise füüsilist tähendust ja tunnuseid.

Soojusvoo pinnatihedus mullas määratakse järgmise valemiga:

kus λ on mulla vertikaalse temperatuurigradiendi soojusjuhtivuse koefitsient.

Vahetu väärtus R väljendatakse kW/m täpsusega sajandiku täpsusega, summad R - MJ / m 2 (tunnis ja päevas - kuni sajandikku, kuus - kuni ühikut, aastas - kuni kümneid).

Pinna keskmist soojusvoo tihedust läbi mullapinna ajavahemikul t kirjeldatakse valemiga

kus C on pinnase mahuline soojusmahtuvus; intervall; z „lk- temperatuurikõikumiste läbitungimissügavus; ∆tcp- mullakihi ja sügavuse keskmiste temperatuuride vahe znp intervalli m lõpus ja alguses Toome peamised näited ülesannetest teemal “Pullase soojusrežiim”.

1. ülesanne. Millises sügavuses see väheneb e korda päevaste kõikumiste amplituud mullas termilise difusioonikoefitsiendiga a\u003d 18,84 cm 2 / h?

Otsus. Võrrandist (3) järeldub, et tingimusele vastaval sügavusel väheneb ööpäevaste kõikumiste amplituud teguri e võrra.

2. ülesanne. Leia ööpäevaste temperatuurikõikumiste läbitungimissügavus graniidis ja kuivas liivas, kui külgnevate alade äärmuslikud pinnatemperatuurid graniitpinnasega on 34,8 °C ja 14,5 °C ning kuiva liivase pinnasega 42,3 °C ja 7,8 °C . graniidi termiline difusioon a g \u003d 72,0 cm 2 / h, kuiv liiv a n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Otsus. Temperatuuri amplituud graniidi ja liiva pinnal on võrdne:

Sissetungimise sügavust arvestatakse valemiga (5):

Tänu graniidi suuremale termilisele difusioonile saavutasime ka päevaste temperatuurikõikumiste suurema läbitungimissügavuse.

3. ülesanne. Eeldusel, et ülemise mullakihi temperatuur muutub lineaarselt sügavusega, tuleks arvutada pinnasoojusvoo tihedus kuivas liivas, kui selle pinnatemperatuur on 23,6 "KOOS, ja temperatuur 5 cm sügavusel on 19,4 °C.

Otsus. Pinnase temperatuurigradient on sel juhul võrdne:

Kuiva liiva soojusjuhtivus λ= 1,0 W/m*K. Soojusvoog pinnasesse määratakse järgmise valemiga:

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

Atmosfääri pinnakihi termilise režiimi määrab peamiselt turbulentne segunemine, mille intensiivsus sõltub dünaamilistest teguritest (maapinna karedus ja tuule kiiruse gradiendid erinevatel tasanditel, liikumise ulatus) ja termilistest teguritest (kütte ebahomogeensus). pinna erinevatest osadest ja vertikaalsest temperatuurijaotusest).

Turbulentse segunemise intensiivsuse iseloomustamiseks kasutatakse turbulentset vahetuskordajat AGA ja turbulentsustegur TO. Neid seostatakse suhtega

K \u003d A / p(10)

kus R -õhu tihedus.

Turbulentsustegur To mõõdetuna m 2 / s, täpsusega sajandik. Tavaliselt kasutatakse atmosfääri pinnakihis turbulentsitegurit TO] kõrgel G"= 1 m. Pinnakihi sees:

kus z- kõrgus (m).

Peate teadma määramise põhimeetodeid TO\.

1. ülesanne. Arvutage vertikaalse soojusvoo pinnatihedus atmosfääri pinnakihis läbi ala, kus õhutihedus on normaalne, turbulentsustegur on 0,40 m 2 /s ja vertikaalne temperatuurigradient on 30,0 °C/100m.

Otsus. Vertikaalse soojusvoo pinnatiheduse arvutame valemiga

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

Uurida atmosfääri pinnakihi soojusrežiimi mõjutavaid tegureid, samuti vaba atmosfääri temperatuuri perioodilisi ja mitteperioodilisi muutusi. Maapinna ja atmosfääri soojusbilansi võrrandid kirjeldavad Maa aktiivse kihi poolt vastuvõetud energia jäävuse seadust. Mõelge soojabilansi päeva- ja aastakäigule ning selle muutumise põhjustele.

Kirjandus

Peatükk Sh, ptk. 2, § 1 -8.

Küsimused enesekontrolliks

1. Millised tegurid määravad pinnase ja veekogude soojusrežiimi?

2. Mis on termofüüsikaliste karakteristikute füüsikaline tähendus ja kuidas need mõjutavad pinnase, õhu, vee temperatuurirežiimi?

3. Millest ja kuidas sõltuvad mullapinna temperatuuri ööpäevaste ja aastaste kõikumiste amplituudid?

4. Sõnasta temperatuurikõikumiste jaotumise põhiseadused mullas?

5. Millised on temperatuurikõikumiste pinnase jaotumise põhiseaduste tagajärjed?

6. Millised on ööpäevaste ja aastaste temperatuurikõikumiste keskmised läbitungimissügavused pinnases ja veekogudes?

7. Milline on taimestiku ja lumikatte mõju pinnase soojusrežiimile?

8. Millised on veekogude soojusrežiimi tunnused, erinevalt pinnase soojusrežiimist?

9. Millised tegurid mõjutavad turbulentsi intensiivsust atmosfääris?

10. Milliseid turbulentsi kvantitatiivseid tunnuseid te teate?

11. Millised on peamised turbulentsiteguri määramise meetodid, nende eelised ja puudused?

12. Joonistage ja analüüsige turbulentsiteguri igapäevast kulgu maa- ja veepinnal. Mis on nende erinevuse põhjused?

13. Kuidas määratakse vertikaalse turbulentse soojusvoo pindtihedus atmosfääri pinnakihis?

Muld on kliimasüsteemi komponent, mis on kõige aktiivsem maapinnale siseneva päikesesoojuse akumulaator.

Aluspinna temperatuuri igapäevasel kulgemisel on üks maksimum ja üks miinimum. Miinimum saabub päikesetõusu paiku, maksimum pärastlõunal. Ööpäevase tsükli faas ja selle päevane amplituud sõltuvad aastaajast, aluspinna seisundist, sademete hulgast ja sademete hulgast ning jaamade asukohast ka pinnase tüübist ja selle mehaanilisest koostisest.

Mehaanilise koostise järgi jagunevad mullad liiv-, liivsavi- ja savimuldadeks, mis erinevad soojusmahtuvuse, termilise difusiooni ja geneetiliste omaduste (eriti värvuse) poolest. Tumedad mullad neelavad rohkem päikesekiirgust ja soojenevad seetõttu rohkem kui heledad. Liiv- ja liivsavimullad, mida iseloomustab väiksem, soojem kui savine.

Aluspinna temperatuuri aastane kulg näitab lihtsat perioodilisust, mille miinimum on talvel ja maksimaalne suvel. Suuremal osal Venemaa territooriumist täheldatakse kõrgeimat mulla temperatuuri juulis, Kaug-Idas Okhotski mere rannikuribal, juulis ja augustis, Primorski krai lõunaosas augustis. .

Aluspinna maksimaalsed temperatuurid suurema osa aastast iseloomustavad pinnase äärmuslikku termilist seisundit ja ainult kõige külmematel kuudel - pinnast.

Aluspinna maksimaalse temperatuuri saavutamiseks soodsad ilmastikutingimused on: pilves ilm, mil päikesekiirguse sissevool on maksimaalne; madal tuulekiirus või tuulevaikus, kuna tuule kiiruse suurenemine suurendab niiskuse aurustumist pinnasest; väike sademete hulk, kuna kuivale pinnasele on iseloomulik madalam soojus- ja termiline difusioon. Lisaks kulub kuivas pinnases aurumiseks vähem soojust. Seega täheldatakse absoluutseid temperatuuri maksimume tavaliselt kõige selgematel päikesepaistelistel päevadel kuival pinnasel ja tavaliselt pärastlõunastel tundidel.

Aluspinna temperatuuri absoluutsest aastasest maksimumist lähtuvate keskmiste geograafiline jaotus on sarnane suvekuude mullapinna kuu keskmiste temperatuuride isogeotermide jaotusele. Isogeotermid on peamiselt laiuskraadised. Merede mõju mullapinna temperatuurile väljendub selles, et Jaapani läänerannikul ning Sahhalinil ja Kamtšatkal isogeotermide laiussuund on häiritud ja muutub meridionaali lähedaseks (kordab rannajoon). Venemaa Euroopa-osas varieeruvad põhjapinna temperatuuri absoluutsete aastaste maksimumide keskmised väärtused 30–35°C-st põhjamere rannikul kuni 60-62°C-ni Rostovi lõunaosas. Piirkond Krasnodari ja Stavropoli territooriumil, Kalmõkkia Vabariigis ja Dagestani Vabariigis. Piirkonnas on mullapinna temperatuuri absoluutsete aastamaksimumiste keskmine 3–5°C madalam kui lähialadel, mis on seotud tõusu mõjuga piirkonna sademete hulga ja mulla niiskuse suurenemisele. Valitsevatest tuultest küngastega suletud tasandikke iseloomustab vähenenud sademete hulk ja madalam tuulekiirus ning sellest tulenevalt ka mullapinna äärmuslike temperatuuride tõus.

Äärmuslike temperatuuride kiireim tõus põhjast lõunasse toimub metsast ja vöönditest vööndisse ülemineku tsoonis, mis on seotud sademete vähenemisega stepivööndis ja mulla koostise muutumisega. Lõuna pool, kus mulla niiskusesisaldus on üldiselt madal, vastavad samadele mulla niiskuse muutustele mehaaniliselt koostiselt erinevate muldade temperatuuride olulisemad erinevused.

Samuti on Venemaa Euroopa osa põhjapoolsetes piirkondades järsult vähenenud aluspinna temperatuuri absoluutsed aasta maksimumid lõunast põhja poole, üleminekul metsavööndist tsoonidele ja tundratele - liigne niiskus. Venemaa Euroopa osa põhjapoolsed piirkonnad erinevad muu hulgas aktiivse tsüklonaalse aktiivsuse tõttu lõunapoolsetest piirkondadest suurenenud pilvisusega, mis vähendab järsult päikesekiirguse jõudmist maapinnale.

Venemaa Aasia osas esinevad madalaimad keskmised absoluutsed maksimumid saartel ja põhjaosas (12–19°С). Lõuna poole liikudes tõusevad äärmuslikud temperatuurid ning Venemaa Euroopa ja Aasia osade põhjaosas on see tõus järsem kui ülejäänud territooriumil. Minimaalse sademetehulgaga piirkondades (näiteks Lena ja Aldani jõgede vahelised alad) eristatakse kõrgendatud äärmuslike temperatuuride kohti. Kuna piirkonnad on väga keerulised, erinevad pinnase pinna äärmuslikud temperatuurid erinevates reljeefivormides (mägipiirkonnad, vesikonnad, madalikud, suurte Siberi jõgede orud) asuvate jaamade pinnase äärmuslikud temperatuurid. Aluspinna aasta absoluutsete maksimumtemperatuuride keskmised väärtused ulatuvad kõrgeimatele väärtustele Venemaa Aasia lõunaosas (välja arvatud rannikualad). Primorsky krai lõunaosas on aasta absoluutsete maksimumide keskmine madalam kui samal laiuskraadil asuvates mandripiirkondades. Siin ulatuvad nende väärtused 55–59 °C-ni.

Aluspinna miinimumtemperatuure jälgitakse ka üsna spetsiifilistes tingimustes: kõige külmematel öödel, päikesetõusu lähedasel tunnil, antitsüklonaalsete ilmastikuolude ajal, mil madal pilvisus soosib maksimaalset efektiivset kiirgust.

Keskmiste isogeotermide jaotus aluseks oleva pinnatemperatuuri aasta absoluutsetest miinimumidest on sarnane minimaalsete õhutemperatuuride isotermide jaotusele. Suuremal osal Venemaa territooriumist, välja arvatud lõuna- ja põhjapiirkonnad, omandavad aluspinna aasta absoluutsete miinimumtemperatuuride keskmised isogeotermid meridionaalse orientatsiooni (langedes läänest itta). Venemaa Euroopa-osas varieerub aluspinna aasta keskmine absoluutne miinimumtemperatuur lääne- ja lõunapiirkondades -25 °C-st kuni -40 ... -45 °C-ni ida- ja eriti kirdepiirkondades. (Timan Ridge ja Bolšemelskaja tundra). Aasta absoluutsete temperatuurimiinimumide kõrgeimad keskmised väärtused (–16…–17°C) esinevad Musta mere rannikul. Suuremas osas Venemaa Aasia osas on absoluutsete aastaste miinimumide keskmine vahemikus -45 ... -55 ° С. Selline ebaoluline ja üsna ühtlane temperatuurijaotus suurel territooriumil on seotud minimaalse temperatuuri kujunemise tingimuste ühtsusega Siberi mõju all olevates piirkondades.

Ida-Siberi keerulise reljeefiga piirkondades, eriti Sahha Vabariigis (Jakuutias), on reljeefsetel omadustel koos kiirgusteguritega oluline mõju minimaalse temperatuuri langusele. Siin tekivad nõgudes ja nõgudes mägise riigi keerulistes tingimustes eriti soodsad tingimused aluspinna jahutamiseks. Sahha Vabariigis (Jakuutias) on Venemaa pinnatemperatuuri absoluutse aastase miinimumi madalaimad keskmised väärtused (kuni –57…–60°С).

Arktika mere rannikul on aktiivse talvise tsüklonaalse aktiivsuse arengu tõttu minimaalsed temperatuurid kõrgemad kui sisemaal. Isogeotermid on peaaegu laiussuunalise suunaga ning aasta absoluutsete miinimumide keskmise langus põhjast lõunasse toimub üsna kiiresti.

Rannikul kordavad isogeotermid kallaste piirjooni. Aleuudi miinimumi mõju avaldub aasta absoluutsete miinimumide keskmise suurenemises rannikuvööndis võrreldes sisemaa aladega, eriti Primorski krai lõunarannikul ja Sahhalinil. Aasta absoluutsete miinimumide keskmine on siin –25…–30°С.

Pinnase külmumine sõltub negatiivsete õhutemperatuuride suurusest külmal aastaajal. Kõige olulisem mulla külmumist takistav tegur on lumikatte olemasolu. Selle omadused, nagu moodustumise aeg, võimsus, esinemise kestus, määravad mulla külmumise sügavuse. Lumikatte hiline tekkimine aitab kaasa mulla suuremale külmumisele, kuna talve esimesel poolel on mulla külmumise intensiivsus kõige suurem ja vastupidiselt takistab lumikatte varajane tekkimine mulla olulist külmumist. Lumikatte paksuse mõju on kõige tugevam madala õhutemperatuuriga piirkondades.

Samal sügavusel külmumine sõltub pinnase tüübist, selle mehaanilisest koostisest ja niiskusest.

Näiteks Lääne-Siberi põhjapoolsetes piirkondades, kus on madal ja paks lumikate, on mulla külmumise sügavus väiksem kui lõunapoolsemates ja soojemates piirkondades. Omapärane pilt leiab aset ebastabiilse lumikattega piirkondades (Venemaa Euroopa osa lõunapoolsed piirkonnad), kus see võib kaasa aidata mulla külmumise sügavuse suurenemisele. Põhjuseks on asjaolu, et pakase ja sula sagedastel muutustel tekib õhukese lumikatte pinnale jääkoorik, mille soojusjuhtivuse koefitsient on mitu korda suurem kui lume ja vee soojusjuhtivus. Sellise kooriku juuresolekul pinnas jahtub ja külmub palju kiiremini. Taimkatte olemasolu aitab kaasa mulla külmumise sügavuse vähenemisele, kuna see hoiab ja kogub lund.