Atmosfääri ja maapinna soojusrežiim. Maapinna ja atmosfääri soojusrežiim Keskmine ööpäevane temperatuurikõikumine

Selle väärtus ja muutus pinnal, mis on otseselt päikesekiirte poolt kuumutatud. Kuumutamisel kannab see pind soojust (pikalainevahemikus) üle nii aluskihtidesse kui ka atmosfääri. Pinda ennast nimetatakse aktiivne pind.

Kõigi soojusbilansi elementide maksimumväärtust täheldatakse keskpäevastel tundidel. Erandiks on maksimaalne soojusvahetus pinnases, mis langeb hommikutundidele. Soojusbilansi komponentide ööpäevase kõikumise maksimaalsed amplituudid on märgatavad suvel ja minimaalsed talvel.

Kuival ja taimestikuvabal pinnatemperatuuril ööpäevaringsel selgel päeval saabub maksimum pärast 14 tundi ja miinimum on päikesetõusu paiku. Pilvisus võib häirida ööpäevast temperatuurimuutust, põhjustades maksimumi ja miinimumi nihke. Niiskus ja pinnataimestik mõjutavad temperatuuri kulgu suurel määral.

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

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

Pinnastel on üldiselt väiksem soojusmahtuvus kui vees ja suurem soojusjuhtivus. Seetõttu soojenevad ja jahtuvad nad kiiremini kui vesi.

Aega kulub soojuse ülekandmiseks kihist kihti ning päeva jooksul maksimaalse ja minimaalse temperatuuri väärtuste saabumise hetked lükkuvad iga 10 cm võrra edasi umbes 3 tunni võrra. Mida sügavam on kiht, seda vähem soojust see saab ja seda nõrgemad temperatuurikõikumised selles. Ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituud sügavusega väheneb 2 korda iga 15 cm kohta. Keskmiselt umbes 1 m sügavusel mullatemperatuuri päevane kõikumine "hajub". Kihti, kus nad peatuvad, nimetatakse püsiva ööpäevase temperatuuri kiht.

Mida pikem on temperatuurikõikumiste periood, seda sügavamale need levivad. Nii paikneb keskmistel laiuskraadidel püsiva aastatemperatuuri kiht 19–20 m sügavusel, suurtel laiuskraadidel 25 m sügavusel ja troopilistel laiuskraadidel, kus aastased temperatuuriamplituudid on väikesed, sügavusel. 5–10 m. aastat hilinevad keskmiselt 20–30 päeva meetri kohta.

Püsiva aastatemperatuuri kihis on temperatuur lähedane aasta keskmisele õhutemperatuurile maapinna kohal.

Atmosfääri termiline režiim

kohalik temperatuur

Kogu temperatuurimuutus fikseeritud
geograafiline punkt, olenevalt inimesest
õhuseisundi muutusi ja advektsioonist tulenevaid muutusi nimetatakse
kohalik (kohalik) muutus.
Igasugune meteoroloogiajaam, mis ei muutu
selle asukoht maapinnal,
pidada selliseks punktiks.
Meteoroloogilised instrumendid - termomeetrid ja
termograafid, mis on kindlalt paigutatud ühte või teise
koht, registreerige täpselt kohalikud muudatused
õhutemperatuur.
Termomeeter tuules lendaval õhupallil ja
jäädes seega samasse massi
õhk, näitab individuaalset muutust
temperatuur selles massis.

Atmosfääri termiline režiim

Õhutemperatuuri jaotus sisse
ruum ja selle muutumine ajas
Atmosfääri termiline seisund
määratletud:
1. Soojusvahetus keskkonnaga
(aluspinnaga, külgnev
õhumassid ja avakosmos).
2. Adiabaatilised protsessid
(seotud õhurõhu muutustega,
eriti vertikaalselt liikudes
3. Advektsiooniprotsessid
(sooja või külma õhu ülekanne, mis mõjutab sisetemperatuuri
antud punkt)

Soojusvahetus

Soojusülekande teed
1) Kiirgus
imendumisel
päikese ja maa õhukiirgus
pinnad.
2) Soojusjuhtivus.
3) Aurustumine või kondenseerumine.
4) Jää ja lume teke või sulamine.

Kiirgussoojusülekande tee

1. Otsene imendumine
troposfääris on vähe päikesekiirgust;
see võib põhjustada tõusu
õhutemperatuur vaid
umbes 0,5° päevas.
2. Mõnevõrra olulisem on
soojuse kadu õhust
pikalaineline kiirgus.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
kus
S - otsene päikesekiirgus sisse lülitatud
horisontaalne pind;
D - hajutatud päikesekiirgus sisse
horisontaalne pind;
Ea on atmosfääri vastukiirgus;
Rk ja Rd – peegelduvad aluspinnalt
lühi- ja pikalainekiirgus;
Ez - aluspinna pikalaineline kiirgus
pinnad.

Aluspinna kiirgusbilanss

B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2
Pööra tähelepanu:
Q = S + D See on kogukiirgus;
Rd on väga väike väärtus ja tavaliselt mitte
arvesse võtma;
Rk =Q *Ak, kus A on pinna albeedo;
Eef \u003d Ez - Ea
Saame:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

Aluspinna termiline tasakaal

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
kus Lt-zh ja Lzh-g - eriline sulamissoojus
ja vastavalt aurustumine (kondensatsioon);
Mn ja Mk on seotud vee massid
vastavad faasisiirded;
Qa ja Qp-p – soojusvoog atmosfääri ja läbi
aluspind aluskihtideks
muld või vesi.

pind ja aktiivne kiht

Aluse temperatuuri režiim

Aluspind on
maapind (muld, vesi, lumi ja
jne), suhtlemine atmosfääriga
soojuse ja niiskuse vahetuse protsessis.
Aktiivne kiht on mullakiht (sh
taimestik ja lumikate) või vesi,
osalemine soojusvahetuses keskkonnaga,
mille sügavusele igapäevane ja
aastased temperatuurikõikumised.

10. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Pinnases päikesekiirgus, läbitungiv
kümnendiku mm sügavusele,
muundatakse soojuseks, mis
edastatakse aluskihtidele
molekulaarne soojusjuhtivus.
Vees tungib päikesekiirgus
sügavused kuni kümned meetrid ja ülekanne
all olevatesse kihtidesse tekib kuumus
rahutu
segamine, termiline
konvektsioon ja aurustamine

11. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Päevased temperatuurikõikumised
rakendada:
vees - kuni kümneid meetrit,
mullas - vähem kui meeter
Aastased temperatuurikõikumised
rakendada:
vees - kuni sadu meetrit,
pinnases - 10-20 meetrit

12. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Päeval ja suvel veepinnale tulev soojus tungib läbi
märkimisväärsele sügavusele ja soojendab suurt veesammast.
Ülemise kihi ja veepinna temperatuur
see tõuseb vähe.
Pinnas jaotub sissetulev soojus õhukeses pealises
kiht, mis muutub seega väga kuumaks.
Öösel ja talvel kaotab vesi pinnakihist soojust, kuid
selle asemel tuleb aluskihtidest kogunenud soojus.
Seetõttu langeb temperatuur veepinnal
aeglaselt.
Mulla pinnal temperatuur soojuse vabanemisel langeb
kiire:
õhukesesse ülemisse kihti kogunenud soojus lahkub sealt kiiresti
ilma täiendamiseta altpoolt.

13. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Päeval ja suvel on mullapinna temperatuur kõrgem kui temperatuur
veepind; madalam öösel ja talvel.
Päevased ja aastased temperatuurikõikumised mullapinnal on suuremad,
pealegi palju rohkem kui veepinnal.
Soojal aastaajal koguneb vesikond üsna paksu kihina
vesi, suur hulk soojust, mis külmaga atmosfääri eraldub
hooaeg.
Muld eraldab soojal aastaajal suurema osa soojusest öösel,
mis saab päeva jooksul ja talveks kogub seda vähe.
Keskmistel laiuskraadidel on soojal poolaastal 1,5-3
kcal soojust pinna ruutsentimeetri kohta.
Külma ilmaga annab pinnas selle soojuse atmosfääri. Väärtus ±1,5-3
kcal/cm2 aastas on mulla aastane soojustsükkel.
Suvel lumikatte ja taimestiku mõjul iga-aastane
mulla soojusringlus väheneb; näiteks Leningradi lähedal 30%.
Troopikas on aastane soojuskäive väiksem kui parasvöötme laiuskraadidel, alates
aastased erinevused päikesekiirguse sissevoolus on väiksemad.

14. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Suurte reservuaaride aastane soojuskäive on umbes 20
korda rohkem kui aastane soojuskäive
mulda.
Läänemeri annab külma ilmaga õhku 52
kcal / cm2 ja koguneb sama palju soojal aastaajal.
Musta mere aastane soojuskäive ±48 kcal/cm2,
Nende erinevuste tulemusena on õhutemperatuur üle
suvel merel madalam ja talvel kõrgem kui maismaal.

15. Aluspinna ja aktiivkihi temperatuurirežiim

Aluse temperatuuri režiim
pind ja aktiivne kiht
Maa soojeneb kiiresti ja
jahtub maha.
Vesi soojeneb aeglaselt ja aeglaselt
jahtub maha
(vee erisoojusmaht sisse
3-4 korda rohkem mulda)
Taimestik vähendab amplituudi
ööpäevased temperatuurikõikumised
mulla pind.
Lumikate kaitseb mulda
intensiivne soojuskadu (talvel pinnas
külmub vähem)

16.

võtmeroll loomisel
troposfääri temperatuurirežiim
soojusvahetus mängib
õhk maapinnaga
juhtivuse järgi

17. Atmosfääri soojusülekannet mõjutavad protsessid

Soojusülekannet mõjutavad protsessid
õhkkond
1).Turbulents
(segamine
õhk korratutega
kaootiline liikumine).
2).Soojus
konvektsioon
(õhutransport vertikaalselt
suund, mis tekib siis, kui
all oleva kihi kuumutamine)

18. Õhutemperatuuri muutused

Õhutemperatuuri muutused
1).
Perioodiline
2). Mitteperioodiline
Mitteperioodilised muutused
õhu temperatuur
Seotud õhumasside advektsiooniga
teistest maakera osadest
Sellised muutused on sagedased ja olulised
parasvöötme laiuskraadid,
neid seostatakse tsüklonitega
tegevused, väikestes
kaalud - kohalike tuultega.

19. Õhutemperatuuri perioodilised muutused

Päevased ja aastased temperatuurimuutused on
perioodiline iseloom.
Igapäevased muutused
Õhutemperatuur muutub sisse
päevane kursus, järgides temperatuuri
maapind, millest
õhk soojendatakse

20. Päevane temperatuuri kõikumine

Päevane temperatuuri kõikumine
Mitmeaastased ööpäevased kõverad
temperatuurid on sujuvad kõverad,
sarnane sinusoididega.
Klimatoloogias peetakse seda
õhutemperatuuri ööpäevane muutus,
aastate keskmisena.

21. mullapinnal (1) ja õhus 2m kõrgusel (2). Moskva (MGU)

Keskmine ööpäevane temperatuurimuutus pinnal
muld (1) ja
õhus 2 m kõrgusel (2). Moskva (MGU)

22. Keskmine ööpäevane temperatuurikõikumine

Keskmine päevane temperatuuri kõikumine
Mullapinna temperatuur varieerub ööpäevas.
Selle miinimumi täheldatakse umbes pool tundi pärast seda
päikesetõus.
Selleks ajaks on mullapinna kiirgusbilanss
muutub võrdseks nulliga - soojusülekanne ülemisest kihist
mulla efektiivne kiirgus on tasakaalustatud
suurenenud kogukiirguse sissevool.
Mittekiirguslik soojusvahetus sel ajal on tühine.

23. Keskmine ööpäevane temperatuurikõikumine

Keskmine päevane temperatuuri kõikumine
Mullapinna temperatuur tõuseb kuni 13-14 tundi,
kui see saavutab oma maksimumi igapäevasel kursusel.
Pärast seda hakkab temperatuur langema.
Kiirgusbilanss pärastlõunatundidel aga
jääb positiivseks; aga
soojusülekanne päevasel ajal mulla pealmisest kihist kuni
atmosfäär toimub mitte ainult tõhusa
kiirgust, aga ka suurenenud soojusjuhtivuse kaudu ja
ka vee suurenenud aurustumisega.
Samuti jätkub soojuse ülekanne mulla sügavusse.
Seetõttu temperatuur mulla pinnal ja langeb
13-14 tunnist hommikuni.

24.

25. Mullapinna temperatuur

Maksimaalsed temperatuurid mullapinnal on tavaliselt kõrgemad
kui õhus meteoroloogiaputka kõrgusel. See on selge:
päeval soojendab päikesekiirgus eelkõige mulda ja juba
see soojendab õhku.
Moskva oblastis suvel palja mulla pinnal
temperatuur on kuni + 55 ° ja kõrbetes isegi kuni + 80 °.
Öised temperatuurimiinimumid ilmnevad vastupidi kell
mulla pind on madalam kui õhus,
kuna esiteks jahutatakse mulda tõhus
kiirgus ja juba sellest õhk jahtub.
Talvel Moskva piirkonnas öised temperatuurid pinnal (praegu
lumega kaetud) võib langeda alla -50 °, suvel (välja arvatud juuli) - nullini. peal
lumepind Antarktika sisemaal, isegi keskmine
juuni kuu temperatuur on umbes -70° ja mõnel juhul võibki
langeb kuni -90°.

26. Päevase temperatuuri amplituud

Päevane temperatuurivahemik
See on erinevus maksimumi vahel
ja päevane miinimumtemperatuur.
Päevane temperatuurivahemik
õhuvahetus:
aastaaegade järgi,
laiuskraadi järgi
olenevalt iseloomust
aluspind,
olenevalt maastikust.

27. Muutused päevase temperatuuri amplituudis (Asut)

Muudatused

1. Talvel on Asut vähem kui suvel
2. Laiuskraadi suurenedes A päev. väheneb:
laiuskraadil 20 - 30°
maal A päeva = 12 ° С
laiuskraadil 60° päevas. = 6 °C
3. Avatud ruumid
neid iseloomustab suurem A-päev. :
steppide ja kõrbete jaoks keskmine
Asut \u003d 15-20 ° С (kuni 30 ° С),

28. Muutused päevase temperatuuri amplituudis (Asut)

Muudatused
ööpäevase temperatuuri amplituud (Asut)
4. Veebasseinide lähedus
vähendab päeva.
5. Kumeratel pinnavormidel
(mägede tipud ja nõlvad) Päev. vähem,
kui tasandikul
6. Nõgusates pinnavormides
(lohud, orud, kuristikud jne. Ja veel päevi.

29. Muldkatte mõju mulla pinnatemperatuurile

Taimkate vähendab mulla öist jahtumist.
Öine kiirgus esineb peamiselt koos
taimestiku enda pind, mida saab kõige rohkem
lahe.
Taimestiku all olev pinnas säilitab kõrgema
temperatuuri.
Päeval aga takistab taimestik kiirgust
mulla soojendamine.
Päevane temperatuurivahemik taimestiku all,
seega vähenenud ja keskmine ööpäevane temperatuur
langetatud.
Niisiis jahutab taimkate mulda üldiselt.
Leningradi oblastis põllu all olev mullapind
põllukultuuridel võib päeval olla 15° külmem kui
kesa muld. Päeval on keskmiselt külmem
paljastatud pinnas 6° võrra ja isegi 5-10 cm sügavusel jääb alles
erinevus 3-4°.

30. Muldkatte mõju mulla pinnatemperatuurile

Lumikate kaitseb mulda talvel liigse soojuskao eest.
Kiirgus tuleb lumikatte enda pinnalt ja selle all olevast pinnasest
püsib soojem kui paljas muld. Samal ajal päevane amplituud
temperatuur mullapinnal lume all langeb järsult.
Venemaa Euroopa territooriumi keskmises tsoonis kõrge lumekattega
40-50 cm, selle all oleva mullapinna temperatuur on 6-7 ° kõrgem kui
palja pinnase temperatuur ja 10° kõrgem kui see temperatuur
lumikatte enda pind.
Talvine mulla külmumine lume all ulatub umbes 40 cm sügavusele ja ilma
lumi võib ulatuda üle 100 cm sügavusele.
Seega vähendab taimkate suvel mullapinna temperatuuri ja
talvel lumikate, vastupidi, suurendab seda.
Suvise taimkatte ja talvel lumikatte koosmõju väheneb
aastane temperatuuri amplituud mullapinnal; see vähendamine on
umbes 10° võrreldes palja pinnasega.

31. Soojuse jaotumine sügavale pinnasesse

Mida suurem on mulla tihedus ja niiskusesisaldus, seda
mida paremini soojust juhib, seda kiiremini
levib üha sügavamale
temperatuurikõikumised tungivad.
Olenemata mullatüübist, võnkeperioodist
temperatuur ei muutu sügavusega.
See tähendab, et mitte ainult pinnal, vaid ka peal
sügavused jääb igapäevaseks kursuseks perioodiga 24
tundi iga kahe järjestikuse vahel
tõusud või mõõnad
ja iga-aastane kursus 12-kuulise perioodiga.

32. Soojuse jaotumine sügavale pinnasesse

Võnkumise amplituudid vähenevad sügavusega.
Sügavuse suurendamine aritmeetilises progressioonis
viib amplituudi järkjärgulise vähenemiseni
geomeetriline.
Seega, kui pinnal on päevane amplituud 30°, ja
20 cm sügavusel 5 °, siis 40 cm sügavusel on see kitsam
vähem kui 1°.
Mõnel suhteliselt madalal sügavusel igapäevane
amplituud väheneb nii palju, et muutub
praktiliselt võrdne nulliga.
Sellel sügavusel (umbes 70-100 cm, erinevatel juhtudel
erinev) algab kiht konstantset igapäevast
temperatuuri.

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

34. Aastased temperatuurikõikumised

Aastate temperatuurikõikumiste amplituud väheneb alates
sügavus.
Aastased kõikumised ulatuvad aga suuremani
sügavus, mis on üsna arusaadav: nende levitamiseks
aega on rohkem.
Aastaste kõikumiste amplituudid vähenevad peaaegu kuni
null umbes 30 m sügavusel polaarlaiuskraadidel,
umbes 15-20 m keskmistel laiuskraadidel,
umbes 10 m troopikas
(kus ja mullapinnal on aastased amplituudid väiksemad,
kui keskmistel laiuskraadidel).
Nendel sügavustel algab pidev aastane kiht
temperatuuri.

35.

Maksimaalse ja minimaalse temperatuuri ajastus
nii päeva- kui ka aastakursusel jäävad nad sügavusest maha
proportsionaalselt temaga.
See on arusaadav, sest soojuse levimiseks kulub aega
sügavus.
Iga 10 cm sügavuse igapäevased äärmused lükkuvad edasi
2,5-3,5 tundi.
See tähendab, et näiteks 50 cm sügavusel on päevane maksimum
nähtud pärast südaööd.
Iga-aastased tõusud ja mõõnad hilinevad 20–30 päeva
iga sügavuse meeter.
Niisiis, Kaliningradis 5 m sügavusel minimaalne temperatuur
ei täheldatud mitte jaanuaris, nagu mulla pinnal, vaid mais,
maksimaalne - mitte juulis, vaid oktoobris

36. Aastane temperatuuri kõikumine pinnases erinevatel sügavustel 3–753 cm Kaliningradis.

37. Temperatuuri jaotus pinnases vertikaalselt erinevatel aastaaegadel

Suvel langeb temperatuur mullapinnalt sügavusele.
Kasvab talvel.
Kevadel see kõigepealt kasvab ja seejärel väheneb.
Sügisel see esmalt väheneb ja siis kasvab.
Temperatuuri muutusi pinnases sügavusega päeva või aasta jooksul saab tähistada
kasutades isopleti diagrammi.
X-telg tähistab aega tundides või kuudes aastas.
Y-telg on sügavus mullas.
Iga graafiku punkt vastab kindlale ajale ja teatud sügavusele. peal
graafik kujutab keskmisi temperatuure erinevatel sügavustel erinevatel tundidel või
kuud.
Pärast võrdse temperatuuriga punkte ühendavate isoliinide joonistamist,
näiteks iga kraadi või iga 2 kraadi järel saame pere
termiline isoplet.
Selle graafiku järgi saate määrata temperatuuri väärtuse mis tahes päevahetkel.
või aastapäev ja mis tahes sügavus graafikus.

38. Thbilisi pinnase aastase temperatuurimuutuse isopledid

Aastase temperatuurimuutuse isopletid mullas
Thbilisi

39. Päevane ja aastane temperatuurimuutus reservuaaride pinnal ja ülemistes veekihtides

Küte ja jahutus levib veekogudes enam kui
paks kiht kui mullas ja lisaks sellele suurem
soojusmahtuvus kui pinnas.
Selle temperatuurimuutuse tagajärjel veepinnal
väga väike.
Nende amplituud on suurusjärgus kümnendik kraadi: umbes 0,1-
0,2° parasvöötme laiuskraadidel,
troopikas umbes 0,5°.
NSV Liidu lõunameres on päevane temperatuuri amplituud suurem:
1-2°;
suurte järvede pinnal parasvöötme laiuskraadidel veelgi rohkem:
2-5°.
Ookeani pinnavee temperatuuri ööpäevased kõikumised
maksimaalselt umbes 15-16 tundi ja minimaalselt 2-3 tunni pärast
pärast päikesetõusu.

40. Temperatuuri päevane kõikumine merepinnal (tahke kõver) ja 6 m kõrgusel õhus (katkendlik kõver) troopikas

Atlandi ookean

41. Päevane ja aastane temperatuurimuutus reservuaaride pinnal ja ülemistes veekihtides

Pinnatemperatuuri kõikumiste aastane amplituud
ookean palju rohkem kui igapäevane.
Kuid see on väiksem kui mullapinna aastane amplituud.
Troopikas on see umbes 2–3 °, 40 ° N. sh. umbes 10 ° ja temperatuuril 40 ° S.
sh. umbes 5°.
Sisemeredel ja süvamerejärvedel,
oluliselt suured aastased amplituudid - kuni 20° või rohkem.
Vees levivad nii päeva- kui ka aastased kõikumised
(ka muidugi hilinemisega) suuremale sügavusele kui mullas.
Igapäevaseid kõikumisi leidub meres sügavusel kuni 15
20 m ja rohkem ning aastane - kuni 150-400 m.

42. Õhutemperatuuri ööpäevane kõikumine maapinna lähedal

Õhutemperatuur muutub iga päev
järgides maapinna temperatuuri.
Kuna õhku soojendab ja jahutab
Maa pind, ööpäevase kõikumise amplituud
temperatuur meteoroloogiakabiinis on madalam,
kui mullapinnal, keskmiselt umbes
kolmandiku võrra.

43. Õhutemperatuuri päevane kõikumine maapinna lähedal

Õhutemperatuuri tõus algab temperatuuri tõusuga
mulla temperatuur (15 minutit hiljem) hommikul,
pärast päikesetõusu. 13-14 tunni jooksul mulla temperatuur,
hakkab langema.
14-15 tunniga ühtlustub see õhutemperatuuriga;
Edaspidi temperatuuri edasise langusega
pinnas hakkab langema ja õhutemperatuur.
Seega minimaalne temperatuuri igapäevases kulgemises
õhk maapinnal langeb õigel ajal
varsti pärast päikesetõusu,
ja maksimaalselt 14-15 tundi.

44. Õhutemperatuuri päevane kõikumine maapinna lähedal

Õhutemperatuuri päevane kurss on üsna õige
avaldub ainult stabiilse selge ilmaga.
See tundub suurelt keskmiselt isegi loogilisem
vaatluste arv: pikaajalised ööpäevased kõverad
temperatuur - siledad kõverad, sarnased sinusoididega.
Kuid mõnel päeval võib õhutemperatuuri ööpäevane kõikumine
olla väga vale.
See sõltub pilvsuse muutustest, mis muudavad kiirgust
tingimustest maapinnal, samuti advektsioonist, s.o. alates
erineva temperatuuriga õhumasside sissevool.
Nendel põhjustel võib temperatuuri miinimum nihkuda
isegi päevasel ajal ja maksimaalselt öösel.
Ööpäevane temperatuurimuutus võib üldse kaduda või kõver
ööpäevased muutused on keerulised ja ebaregulaarsed.

45. Õhutemperatuuri päevane kõikumine maapinna lähedal

Tavaline päevane kulg on kattuv või maskeeritud
mitteperioodilised temperatuurimuutused.
Näiteks Helsingis on jaanuaris 24%.
tõenäosus, et ööpäevane temperatuur on maksimaalne
olla kesköö ja ühe vahel öösel ja
ainult 13% tõenäosus, et see kukub
ajavahemik 12 kuni 14 tundi.
Isegi troopikas, kus mitteperioodilised temperatuurimuutused on nõrgemad kui parasvöötme laiuskraadidel, on maksimaalne
temperatuurid on pärastlõunal
ainult 50% juhtudest.

46. ​​Õhutemperatuuri päevane kõikumine maapinna lähedal

Klimatoloogias arvestatakse tavaliselt ööpäevast muutumist
pika perioodi keskmine õhutemperatuur.
Sellise keskmise päevakursuse korral muutuvad mitteperioodilised
temperatuurid, mis langevad enam-vähem ühtlaselt
kõik kellaajad tühistavad üksteist.
Selle tulemusena on pikaajalise ööpäevase variatsiooni kõver
siinuskujule lähedane lihtmärk.
Mõelge näiteks õhutemperatuuri ööpäevasele kõikumisele
Moskva jaanuaris ja juulis, arvutatuna mitme aasta kaupa
andmeid.
Iga tunni kohta arvutati pikaajaline keskmine temperatuur
jaanuari või juuli päevad ja siis vastavalt saadud keskmisele
tunniväärtused konstrueeriti pikaajalised kõverad
jaanuari ja juuli päevane kursus.

47. Õhutemperatuuri igapäevane kurss Moskvas jaanuaris ja juulis. Arvud näitavad jaanuari ja juuli kuu keskmisi temperatuure.

48. Õhutemperatuuri amplituudi igapäevased muutused

Õhutemperatuuri ööpäevane amplituud on aastaaegade lõikes erinev,
laiuskraad, samuti olenevalt pinnase iseloomust ja
maastik.
Talvel on see väiksem kui suvel, samuti amplituud
aluspinna temperatuur.
Laiuskraadi suurenedes päevane temperatuuri amplituud
õhk väheneb, kui päikese keskpäeva kõrgus väheneb
üle silmapiiri.
Laiuskraadidel 20-30 ° maismaal, aasta keskmine päevane
temperatuuri amplituud umbes 12°,
laiuskraadil 60° umbes 6°,
laiuskraadi all 70° ainult 3°.
Kõrgeimatel laiuskraadidel, kus päike ei tõuse või
tuleb mitu päeva järjest, tavaline päevakursus
temperatuuri pole üldse.

49. Pinnase iseloomu ja muldkatte mõju

Mida suurem on ööpäevane temperatuurivahemik ise
mulla pind, seda suurem on päevane amplituud
õhutemperatuur sellest kõrgemal.
Steppides ja kõrbetes keskmine päevane amplituud
ulatub 15-20°, mõnikord 30°.
See on rikkaliku taimkatte kohal väiksem.
Veeallikate lähedus mõjutab ka ööpäevast amplituudi.
basseinid: rannikualadel on see madalam.

50. Leevendusmõju

Kumeratel pinnavormidel (tippudel ja edasi
mägede ja küngaste nõlvad) päevane temperatuurivahemik
õhk väheneb võrreldes tasase maastikuga.
Nõgusates pinnavormides (orgudes, kuristikes ja lohkudes)
suurenenud.
Põhjus on selles, et kumeratel pinnavormidel
õhuga kokkupuuteala on vähenenud
aluspind ja eemaldatakse sellelt kiiresti, asendades
uued õhumassid.
Nõgusates pinnavormides soojeneb õhk tugevamalt alates
pinnale ja stagneerub rohkem päeval ja öösel
jahtub tugevamini ja voolab nõlvadest alla. Aga kitsalt
kurud, kus nii kiirguse sissevool kui ka efektiivne kiirgus
vähendatud, on ööpäevased amplituudid väiksemad kui laias
orud

51. Merede ja ookeanide mõju

Väikesed ööpäevased temperatuuriamplituudid pinnal
meredel on ka väikesed ööpäevased amplituudid
õhutemperatuur mere kohal.
Need viimased on aga siiski suuremad kui igapäevane
amplituudid merepinnal endal.
Ööpäevased amplituudid avaookeani pinnal
mõõdetakse ainult kümnendikku kraadides;
kuid alumises õhukihis ookeani kohal ulatuvad nad 1 -
1,5°),
ja rohkemgi üle sisemere.
Temperatuuri amplituudid õhus on suurenenud, kuna
neid mõjutab õhumasside advektsioon.
Oma osa mängib ka otsene imendumine.
päikesekiirgus alumiste õhukihtide poolt päeva jooksul ja
kiirgus nendest öösel.

52. Päevase temperatuuri amplituudi muutus kõrgusega

Päevased temperatuurikõikumised atmosfääris ulatuvad kuni
võimsam kiht kui ookeani ööpäevased kõikumised.
300 m kõrgusel maapinnast ööpäevase temperatuurimuutuse amplituud
umbes 50% amplituudist maapinnal ja äärmuslikud väärtused
temperatuur saabub 1,5-2 tundi hiljem.
1 km kõrgusel on ööpäevane õhutemperatuur maismaa kohal 1-2°,
2-5 km kõrgusel 0,5-1 ° ja päevane maksimum nihkub
õhtul.
Mere kohal päevatemperatuuri amplituud veidi tõuseb
madalatel kilomeetritel kõrge, kuid jääb siiski väikeseks.
Väikesed ööpäevased temperatuurikõikumised tuvastatakse isegi
ülemises troposfääris ja madalamas stratosfääris.
Kuid seal määravad need juba neeldumis- ja emissiooniprotsessid
kiirgus õhust, mitte maapinna mõjudest.

53. Maastiku mõju

Mägedes, kus aluspinna mõju on suurem kui peal
vastavad kõrgused vabas atmosfääris, iga päev
amplituud väheneb kõrgusega aeglasemalt.
Üksikutel mäetippudel 3000 m ja kõrgemal,
päevane amplituud võib ikka olla 3-4°.
Kõrgetel suurtel platoodel ööpäevane temperatuurivahemik
sama järgu õhk nagu madalikul: neeldunud kiirgus
ja efektiivne kiirgus on siin suur, nagu ka pind
õhu kokkupuude pinnasega.
Õhutemperatuuri ööpäevane vahemik Murghabi jaamas kl
Pamiiris on aasta keskmine 15,5°, Taškendis aga 12°.

54.

55. Maapinna kiirgus

Pealmised mulla- ja veekihid, lumised
kate ja taimestik ise kiirgavad
pikalaine kiirgus; seda maist
kiirgust nimetatakse sageli sisemiseks
kiirgus maapinnalt.

56. Maapinna kiirgus

Maapinna absoluutsed temperatuurid
on vahemikus 180 kuni 350°.
Nendel temperatuuridel eralduv kiirgus
peitub praktiliselt sees
4-120 mikronit,
ja selle energia maksimum langeb lainepikkustele
10-15 mikronit.
Seetõttu kogu see kiirgus
infrapuna, silmale nähtamatu.

57.

58. Atmosfäärikiirgus

Atmosfäär soojeneb, neelates mõlemat päikesekiirgust
(kuigi suhteliselt väikeses osas, umbes 15% selle koguarvust
kogus Maale) ja oma
kiirgus maapinnalt.
Lisaks saab ta soojust maapinnalt.
soojuse juhtimisel, samuti aurustumisel ja
järgnev veeauru kondenseerumine.
Kuumutades kiirgab atmosfäär ennast.
Nii nagu maa pind, kiirgab see nähtamatut
infrapunakiirgus samas vahemikus
lainepikkused.

59. Vastukiirgus

Enamik (70%) atmosfääri kiirgusest pärineb
maapinnale, ülejäänu läheb maailma
ruumi.
Maa pinnale jõudvat atmosfäärikiirgust nimetatakse vastukiirguseks.
Vastutulev, sest see on suunatud
maapinna isekiirgus.
Maa pind neelab selle vastukiirguse
peaaegu täielikult (90–99%). Seega on
Maapinna jaoks on see oluline soojusallikas
Lisaks neeldunud päikesekiirgusele.

60. Vastukiirgus

Vastukiirgus suureneb koos pilvisusega,
sest pilved ise kiirgavad tugevalt.
Parasvöötme laiuskraadide tasaste jaamade puhul keskmine
vastukiirguse intensiivsus (iga
ruutsentimeetrit horisontaalset maad
pind minutis)
umbes 0,3-0,4 kalorit,
mägijaamades - umbes 0,1-0,2 cal.
See on vastukiirguse vähenemine koos kõrgusega
veeauru sisalduse vähenemise tõttu.
Suurim vastukiirgus on ekvaatoril, kus
atmosfäär on kõige kuumem ja veeaururikkaim.
Ekvaatori lähedal keskmiselt 0,5-0,6 cal/cm2 min,
Polaarsetel laiuskraadidel kuni 0,3 cal/cm2 min.

61. Vastukiirgus

Peamine aine atmosfääris, mis neelab
maapealne kiirgus ja vastutuleva kiirguse saatmine
kiirgus, on veeaur.
See neelab infrapunakiirgust suurel hulgal
spektripiirkond - 4,5 kuni 80 mikronit, välja arvatud
intervall 8,5 ja 11 mikroni vahel.
Keskmise veeauru sisaldusega atmosfääris
kiirgus lainepikkusega 5,5–7,0 mikronit või rohkem
imendub peaaegu täielikult.
Ainult vahemikus 8,5-11 mikronit maapealset kiirgust
läbib atmosfääri kosmosesse.

62.

63.

64. Efektiivne kiirgus

Vastukiirgus on alati mõnevõrra väiksem kui maapealne.
Öösel, kui päikesekiirgust pole, tuleb maapind
ainult kiirguse vastu.
Maa pind kaotab soojust positiivse erinevuse tõttu
oma ja vastukiirgus.
Erinevus Maa enda kiirguse vahel
atmosfääri pinna- ja vastukiirgus
nimetatakse efektiivseks kiirguseks

65. Efektiivne kiirgus

Tõhus kiirgus on
kiirgusenergia puhaskadu ja
siit ka maapinna soojus
öösel

66. Efektiivne kiirgus

Pilvesuse suurenemisega suureneb
vastukiirgus, efektiivne kiirgus
väheneb.
Pilves ilmaga efektiivne kiirgus
palju vähem kui selges;
Pilves ilmaga vähem ja öösel
maapinna jahutamine.

67. Efektiivne kiirgus

Tõhus kiirgus muidugi
eksisteerib ka päeval.
Kuid päeval see kattub või osaliselt
kompenseerib neeldunud päikeseenergia
kiirgust. Seega maa pind
päeval soojem kui öösel, mistõttu
muuhulgas ja efektiivne kiirgus
rohkem päeva jooksul.

68. Efektiivne kiirgus

Maakiirguse neelamine ja vastutuleva kiirguse saatmine
kiirgus maapinnale, atmosfäär
enamik vähendab viimaste jahutamist
öine aeg.
Päeval ei takista see maa kuumenemist vähe.
pind päikesekiirguse toimel.
See on atmosfääri mõju Maa soojusrežiimile
pinda nimetatakse kasvuhooneefektiks.
välise analoogia tõttu prillide toimega
kasvuhooned.

69. Efektiivne kiirgus

Üldjuhul Maa pind keskmises
laiuskraadid kaotavad efektiivsed
kiirgus umbes poole väiksem
soojushulk, mida ta saab
neeldunud kiirgusest.

70. Maapinna kiirgusbilanss

Erinevus neeldunud kiirguse ja maapinna kiirgusbilansi vahel Lumikatte olemasolul kiirgusbilanss
läheb positiivsetele väärtustele ainult kõrgusel
päike on umbes 20-25 °, kuna suure lumega albedo
selle kogukiirguse neeldumine on väike.
Päeval tõuseb kiirgusbilanss kõrguse kasvades.
päike ja väheneb koos selle vähenemisega.
Öösel, kui täielikku kiirgust pole,
negatiivne kiirgusbilanss on
efektiivne kiirgus
ja seetõttu muutub öö jooksul vähe, välja arvatud juhul
pilvetingimused jäävad samaks.

76. Maapinna kiirgusbilanss

Keskmised keskpäeva väärtused
kiirgusbilanss Moskvas:
suvel selge taevaga - 0,51 kW / m2,
talvel selge taevaga - 0,03 kW / m2
suvi keskmistes tingimustes
pilvisus - 0,3 kW / m2,
talvel keskmistes tingimustes
pilvisus on umbes 0 kW/m2.

77.

78.

79. Maapinna kiirgusbilanss

Kiirgusbilanss määratakse tasakaalumõõturiga.
Sellel on üks mustaks muutunud vastuvõtuplaat
osutab taeva poole
ja teine ​​- kuni maapinnani.
Plaatkütte erinevus võimaldab
määrata kiirgusbilansi väärtus.
Öösel on see võrdne efektiivse väärtusega
kiirgust.

80. Kiirgus maailmaruumi

Suurem osa maapinna kiirgusest
neeldub atmosfääri.
Läbib ainult lainepikkuste vahemikus 8,5-11 mikronit
atmosfäär maailmaruumis.
See väljaminev summa on vaid 10%.
päikesekiirguse sissevool atmosfääri piirile.
Kuid lisaks sellele kiirgab maailma ka atmosfäär ise
ruumi umbes 55% sissetulevast energiast
päikesekiirgus,
st mitu korda suurem kui maapind.

81. Kiirgus maailmaruumi

Atmosfääri alumiste kihtide kiirgus neeldub
selle ülemised kihid.
Maapinnast eemaldudes aga sisu
veeaur, peamine kiirguse neelaja,
väheneb ja on vaja järjest paksemat õhukihti,
sealt tuleva kiirguse neelamiseks
all olevad kihid.
Alustades üldiselt mingist veeauru kõrgusest
ei piisa kogu kiirguse neelamiseks,
tulevad alt ja nendest ülemistest kihtidest osa
atmosfääri kiirgus läheb maailma
ruumi.
Arvutused näitavad, et kõige tugevamalt kiirgab sisse
Atmosfääri kosmosekihid asuvad 6-10 km kõrgusel.

82. Kiirgus maailmaruumi

Maapinna pikalaineline kiirgus ja
nimetatakse kosmosesse minevat atmosfääri
väljuv kiirgus.
See on umbes 65 ühikut, kui võtta 100 ühikut
päikesekiirguse sissevool atmosfääri. Koos
peegeldunud ja hajutatud lühilaineline päike
kiirgus, mis pääseb atmosfäärist välja
kogus umbes 35 ühikut (Maa planeedi albeedo),
see väljuv kiirgus kompenseerib päikese sissevoolu
kiirgust maale.
Seega kaotab Maa koos atmosfääriga
nii palju kiirgust kui ta saab, s.t.
on kiirgavas olekus (kiirgus)
tasakaalu.

83. Kiirgusbilanss

Qincoming = Qväljund
Qincoming \u003d I * S projektsioonid * (1-A)
σ
1/4
T =
Q vool = S maandus * * T4
T=
0
252 tuhat

84. Füüsikalised konstandid

I - Päikesekonstant - 1378 W/m2
R(Maa) - 6367 km.
A - Maa keskmine albeedo - 0,33.
Σ - Stefan-Boltzmanni konstant -5,67 * 10 -8
W/m2K4

ärakiri

1 ATmosfääri ja MAA PINNA TERMAALREŽIIM

2 Maapinna soojusbilanss Maa pinnale siseneb atmosfääri kogukiirgus ja vastukiirgus. Need imenduvad pinnast, see tähendab, et nad soojendavad pinnase ja vee ülemisi kihte. Samal ajal maapind ise kiirgab ja kaotab selle käigus soojust.

3 Maa pind (aktiivne pind, aluspind), st pinnase või vee pind (taimestik, lumi, jääkate), võtab pidevalt vastu ja kaotab mitmel viisil soojust. Maapinna kaudu kandub soojus üles atmosfääri ja alla pinnasesse või vette. Igal ajaperioodil liigub maapinnalt üles ja alla sama palju soojust, kui see selle aja jooksul ülalt ja alt saab. Kui see oleks teisiti, siis energia jäävuse seadus ei täituks: oleks vaja eeldada, et energia tekib või kaob maapinnal. Kõigi maapinna soojussisendite ja -väljundite algebraline summa peaks olema võrdne nulliga. Seda väljendab maapinna soojusbilansi võrrand.

4 soojusbilansi võrrand Soojusbilansi võrrandi kirjutamiseks ühendame esmalt neeldunud kiirguse Q (1-A) ja efektiivse kiirguse Eef = Ez - Ea kiirgusbilansiks: B=S +D R + Ea Ez või B= Q (1 - A) - Eef

5 Maapinna kiirgusbilanss – see on neeldunud kiirguse (kogu kiirgus miinus peegeldunud) ja efektiivse kiirguse (maapinna kiirgus miinus vastukiirgus) vahe B=S +D R + Ea Ez B=Q(1-A)- Eef 0 Seetõttu V= - Eeff

6 1) Soojuse saabumine õhust või selle eraldumine õhku soojusjuhtivuse teel, tähistame P 2) Sama tulu või tarbimist soojusvahetusel sügavamate pinnase- või veekihtidega, nimetame A-ks. 3) Kaod soojuse aurustumisel või selle saabumisel kondenseerumisel maapinnale, tähistame LE kus L on aurustumissoojus ja E on aurumine/kondensatsioon (vee mass). Seejärel kirjutatakse maapinna soojusbilansi võrrand järgmiselt: B \u003d P + A + LE Soojusbilansi võrrand viitab aktiivse pinna pindalaühikule. Kõik selle liikmed on energiavood. mõõde W / m2

7, võrrandi tähendus on see, et kiirgusbilansi maapinnal tasakaalustab mittekiirguslik soojusülekanne. Võrrand kehtib mis tahes ajaperioodi, sealhulgas paljude aastate jooksul.

8 Maa-atmosfääri süsteemi soojusbilansi komponendid Päikeselt vastu võetud Maa pinnalt väljastatud

9 Soojusbilansi valikud Q Kiirgusbilanss LE Aurustumise soojuskadu H Turbulentne soojusvoog atmosfäärist (kuni) aluspinnalt G -- Soojusvoog (pinnase sügavusele)

10 Saabumine ja tarbimine B=Q(1-A)-Eef B= P+A+LE Q(1-A)- Päikesekiirguse voog, osaliselt peegeldudes, tungib sügavale aktiivsesse kihti erinevatele sügavustele ja soojendab seda alati Efektiivne kiirgus jahutab tavaliselt pinda Eeff Aurumine jahutab alati ka pinda LE Soojuse vool atmosfääri Р jahutab pinda päeval, kui see on õhust kuumem, kuid soojendab öösel, kui atmosfäär on maapinnast soojem . Soojusvool pinnasesse A, eemaldab päeval liigse soojuse (jahutab pinda), kuid öösel toob puuduva soojuse sügavusest

11 Maapinna ja aktiivkihi aasta keskmine temperatuur varieerub aasta-aastalt vähe Päevast päeva ja aastast aastasse varieerub aktiivse kihi ja maapinna keskmine temperatuur igal pool vähe. See tähendab, et päeval siseneb mulla või vee sügavustesse päeval peaaegu sama palju soojust kui öösel. Kuid siiski läheb suvepäevadel soojust veidi rohkem alla, kui alt tuleb. Seetõttu soojendatakse mulla- ja veekihte ning nende pinda päevast päeva. Talvel toimub vastupidine protsess. Need pinnase ja vee soojuse sisend- ja väljundi hooajalised muutused on aasta lõikes peaaegu tasakaalus ning maapinna ja aktiivse kihi aasta keskmine temperatuur varieerub aasta-aastalt vähe.

12 Aluspind on Maa pind, mis suhtleb otseselt atmosfääriga.

13 Aktiivne pind Aktiivse pinna soojusvahetuse tüübid See on pinnase, taimestiku ja mis tahes muu maa ja ookeani pinna (vee) pind, mis neelab ja eraldab soojust, mis reguleerib keha enda ja keha soojusrežiimi. külgnev õhukiht (pinnakiht)

14 Maa aktiivse kihi soojusomaduste parameetrite ligikaudsed väärtused Aine Tihedus Kg / m 3 Soojusmaht J / (kg K) Soojusjuhtivus W / (m K) Õhk 1,02 Vesi, 63 Jää, 5 Lumi , 11 puitu, 0 liiva, 25 kivi, 0

15 Kuidas maa soojeneb: soojusjuhtivus on üks soojusülekande liike

16 Soojusjuhtivuse mehhanism (soojuse ülekandmine sügavale kehadesse) Soojusjuhtivus on üks soojusülekande liike kuumematelt kehaosadelt vähem kuumenenud osadele, mis viib temperatuuri ühtlustumiseni. Samal ajal kandub kehas energia üle suurema energiaga osakestelt (molekulid, aatomid, elektronid) väiksema energiaga osakestele vool q on võrdeline grad T-ga ehk kus λ on soojusjuhtivuse koefitsient ehk lihtsalt soojusjuhtivus, ei sõltu grad T-st. λ oleneb aine agregatsiooni olekust (vt tabelit), selle aatom- ja molekulaarstruktuurist, temperatuurist ja rõhust, koostisest (segu või lahuse puhul) jne. Soojusvoog pinnasesse Soojusbilansi võrrandis on see A G T c z

17 Soojuse ülekandmine pinnasesse järgib Fourier' soojusjuhtivuse seadusi (1 ja 2) 1) Temperatuuri kõikumise periood ei muutu sügavusega 2) Kõikumise amplituud väheneb eksponentsiaalselt sügavusega

18 Soojuse jaotumine pinnasesse Mida suurem on pinnase tihedus ja niiskus, seda paremini juhib see soojust, seda kiiremini levib see sügavusse ja seda sügavamale tungivad temperatuurikõikumised. Kuid olenemata pinnase tüübist ei muutu temperatuurikõikumiste periood sügavusega. See tähendab, et mitte ainult pinnal, vaid ka sügavusel jääb iga kahe järjestikuse maksimumi või miinimumi vahele 24-tunnine periood ja iga-aastane kursus 12-kuulise perioodiga.

19 Temperatuuri kujunemine ülemises mullakihis (Mida näitavad vändaga termomeetrid) Kõikumiste amplituud väheneb eksponentsiaalselt. Alla teatud sügavuse (umbes cm cm) temperatuur päeva jooksul peaaegu ei muutu.

20 Mullapinna temperatuuri päevane ja aastane kõikumine Mullapinna temperatuur varieerub ööpäevas: Miinimum saavutatakse umbes pool tundi pärast päikesetõusu. Selleks ajaks muutub mullapinna kiirgusbilanss võrdseks nulliga, soojusülekannet ülemisest mullakihist efektiivse kiirgusega tasakaalustab kogukiirguse suurenenud sissevool. Mittekiirguslik soojusvahetus sel ajal on tühine. Seejärel tõuseb temperatuur mullapinnal kuni tundi, kui see saavutab maksimumi päevasel kulgemisel. Pärast seda hakkab temperatuur langema. Pärastlõunane kiirgusbilanss jääb positiivseks; päeval aga eraldub soojus ülemisest mullakihist atmosfääri mitte ainult efektiivse kiirguse, vaid ka soojusjuhtivuse suurenemise ja vee suurenenud aurustumise kaudu. Samuti jätkub soojuse ülekanne mulla sügavusse. Seetõttu langeb temperatuur mullapinnal tundidest hommikuse madalale.

21 Päevane temperatuuri kõikumine pinnases erinevatel sügavustel, kõikumiste amplituudid vähenevad sügavusega. Niisiis, kui pinnal on päevane amplituud 30 ja 20 cm sügavusel - 5, siis 40 cm sügavusel on see juba alla 1. Mõnel suhteliselt madalal sügavusel väheneb päevane amplituud nullini. Sellel sügavusel (umbes cm) algab püsiva ööpäevase temperatuuri kiht. Pavlovsk, mai. Aastaste temperatuurikõikumiste amplituud väheneb sama seaduse järgi sügavusega. Aastased kõikumised levivad aga sügavamale, mis on täiesti mõistetav: nende levimiseks on rohkem aega. Aastate kõikumiste amplituudid kahanevad nullini polaarlaiuskraadidel umbes 30 m sügavusel, keskmistel laiuskraadidel umbes 10 m ja troopikas (kus aastased amplituudid on ka mullapinnal väiksemad kui maapinnal 10 m sügavusel). keskmised laiuskraadid). Nendel sügavustel algab püsiva aastatemperatuuri kiht. Ööpäevane tsükkel mullas nõrgeneb amplituudi sügavusega ja jääb faasis maha, sõltuvalt mulla niiskusest: maksimum saabub õhtul maal ja öösel veepinnal (sama kehtib ka hommikuse ja pärastlõunase miinimumi kohta)

22 Fourier' soojusjuhtivuse seadused (3) 3) Võnkefaasi viivitus suureneb lineaarselt sügavusega. temperatuuri maksimumi alguse aeg nihkub kõrgemate kihtide suhtes mitme tunni võrra (õhtu ja isegi öö poole)

23 Neljas Fourier' seadus Konstantse ööpäevase ja aastatemperatuuri kihtide sügavused on omavahel seotud võnkeperioodide ruutjuurtena, s.o 1:365. See tähendab, et sügavus, mille juures aastaste võnkumiste vähenemine on 19 korda suurem kui sügavus, kus ööpäevaseid kõikumisi summutatakse. Ja seda seadust, nagu ka ülejäänud Fourier' seadusi, kinnitavad vaatlused üsna hästi.

24 Temperatuuri kujunemine kogu pinnase aktiivses kihis (Mida näitavad väljalasketermomeetrid) 1. Temperatuurikõikumiste periood ei muutu sügavusega 2. Alla teatud sügavuse temperatuur aasta jooksul ei muutu. 3. Aastaste kõikumiste levimissügavused on ligikaudu 19 korda suuremad kui päevased kõikumised

25 Temperatuurikõikumiste tungimine sügavale pinnasesse vastavalt soojusjuhtivuse mudelile

26 . Keskmine ööpäevane temperatuurikõikumine mullapinnal (P) ja õhus 2 m kõrgusel (V). Pavlovsk, juuni. Maksimaalsed temperatuurid mullapinnal on meteoroloogiaputka kõrgusel tavaliselt kõrgemad kui õhus. See on arusaadav: päeval soojendab päikesekiirgus eelkõige pinnast ja juba õhk soojeneb sellest.

27 Mullatemperatuuri aastakäik Mullapinna temperatuur muutub loomulikult ka aastakäigus. Troopilistel laiuskraadidel on selle aastane amplituud, st aasta kõige soojema ja külmema kuu pikaajaliste keskmiste temperatuuride erinevus väike ja suureneb koos laiuskraadidega. Põhjapoolkeral laiuskraadil 10 on see umbes 3, laiuskraadil 30 umbes 10, laiuskraadil 50 keskmiselt umbes 25.

28 Temperatuurikõikumised pinnases nõrgenevad amplituudi sügavuse ja faasi viivitusega, maksimum nihkub sügisesse ja miinimum kevadesse Iga-aastased maksimumid ja miinimumid jäävad päevade kaupa iga sügavuse meetri kohta. Aastane temperatuuri kõikumine pinnases erinevatel sügavustel Kaliningradis 3–753 cm. Troopilistel laiuskraadidel on aastane amplituud, st aasta kõige soojema ja külmema kuu pikaajaliste keskmiste temperatuuride erinevus väike ja suureneb koos laiuskraadidega. Põhjapoolkeral laiuskraadil 10 on see umbes 3, laiuskraadil 30 umbes 10, laiuskraadil 50 keskmiselt umbes 25.

29 Termilise isopleti meetod Esitab visuaalselt kõiki temperatuuri kõikumise tunnuseid nii ajas kui sügavuses (ühes punktis) Näide aastasest ja päevasest kõikumisest Thbilisi pinnase aastase temperatuurimuutuse isopletid

30 Pinnakihi õhutemperatuuri päevane kulg Õhutemperatuur muutub ööpäevas, järgides maapinna temperatuuri. Kuna õhku soojendatakse ja jahutatakse maapinnalt, on ööpäevase temperatuurimuutuse amplituud meteoroloogiakabiinis väiksem kui mullapinnal, keskmiselt umbes kolmandiku võrra. Õhutemperatuuri tõus algab mulla temperatuuri tõusuga (15 minutit hiljem) hommikul, pärast päikesetõusu. Tundide pärast hakkab mulla temperatuur, nagu me teame, langema. Tundides võrdsustub see õhutemperatuuriga; sellest ajast alates hakkab mulla temperatuuri edasise langusega ka õhutemperatuur langema. Seega langeb ööpäevase õhutemperatuuri miinimum maapinna lähedal päikesetõusule veidi aega ja maksimum on tundides.

32 Pinnase ja veekogude soojusrežiimi erinevused Pinnase pinnakihtide ja veekogude ülemiste kihtide kütte- ja soojusomadustes on teravad erinevused. Pinnases jaotub soojus molekulaarse soojusjuhtivuse teel vertikaalselt, kergelt liikuvas vees ka veekihtide turbulentsel segamisel, mis on palju efektiivsem. Turbulentsi veekogudes põhjustavad eelkõige lained ja hoovused. Kuid öösel ja külmal aastaajal liitub sellise turbulentsiga ka termiline konvektsioon: pinnale jahtunud vesi vajub tiheduse suurenemise tõttu alla ja asendub alumiste kihtide soojema veega.

33 Veekogude temperatuuri tunnused, mis on seotud suurte turbulentse soojusülekande koefitsientidega Päevased ja aastased kõikumised vees tungivad palju suuremale sügavusele kui pinnases Temperatuuri amplituudid on järvede ja merede UML-is palju väiksemad ja peaaegu ühesugused. aktiivne veekiht on mitu korda pinnases

34 Päevased ja aastased kõikumised Selle tulemusena ulatuvad ööpäevased veetemperatuuri kõikumised kümnete meetrite sügavusele, pinnases aga alla ühe meetri sügavusele. Aastased temperatuurikõikumised ulatuvad vees sadade meetrite sügavusele, pinnases aga ainult meetri sügavusele. Seega tungib päeval ja suvel veepinnale tulev soojus märkimisväärse sügavusele ja soojendab suure paksuse veest. Ülemise kihi ja vee enda pinna temperatuur tõuseb samal ajal vähe. Pinnas jaotub sissetulev soojus õhukese pealmise kihina, mis on seega tugevasti kuumutatud. Soojusvahetus sügavamate kihtidega soojusbilansi võrrandis "A" on vee puhul palju suurem kui pinnase puhul ja soojusvoog atmosfääri "P" (turbulents) on vastavalt väiksem. Öösel ja talvel kaotab vesi pinnakihist soojust, kuid selle asemel tuleb aluskihtidest kogunenud soojus. Seetõttu langeb temperatuur veepinnal aeglaselt. Mullapinnal langeb temperatuur soojuse vabanemisel kiiresti: õhukesesse ülemisse kihti kogunenud soojus lahkub sealt kiiresti ilma, et see altpoolt täieneks.

35 Saadi atmosfääri ja selle all oleva pinna turbulentse soojusülekande kaardid

36 Ookeanides ja meredes on aurumisel oma osa ka kihtide segunemisel ja sellega kaasneval soojusülekandel. Märkimisväärsel aurumisel merepinnalt muutub ülemine veekiht soolasemaks ja tihedamaks, mille tulemusena vajub vesi pinnalt sügavusse. Lisaks tungib kiirgus pinnasega võrreldes sügavamale vette. Lõpuks on vee soojusmahtuvus mullaga võrreldes suur ja sama kogus soojust soojendab veemassi madalamale temperatuurile kui sama massiga pinnas. SOOJUSMAHVUS – soojushulk, mille keha neelab kuumutamisel 1 kraadi võrra (Celsiuse järgi) või eraldub, kui jahutatakse 1 kraadi võrra (Celsiuse järgi), või materjali võime soojusenergiat akumuleerida.

37 Nende soojusjaotuse erinevuste tõttu: 1. soojal aastaajal kogub vesi piisavalt paksu veekihti suure hulga soojust, mis külmal aastaajal atmosfääri paiskub. 2. soojal aastaajal annab muld öösel ära suurema osa päevasest soojusest ja talveks akumuleerib seda vähe. Nende erinevuste tulemusena on õhutemperatuur mere kohal suvel madalam ja talvel kõrgem kui maismaa kohal. Keskmistel laiuskraadidel koguneb sooja poolaasta mulda 1,5-3 kcal pinnase ruutsentimeetri kohta. Külma ilmaga annab pinnas selle soojuse atmosfääri. Väärtus ±1,5 3 kcal / cm 2 aastas on mulla aastane soojustsükkel.

38 Aastase temperatuurimuutuse amplituudid määravad kontinentaalse kliima ehk mere Maapinna lähedase temperatuuri aastase kõikumise amplituudide kaart

39 Koha asend rannajoone suhtes mõjutab oluliselt temperatuuri, niiskuse, pilvisuse, sademete režiimi ning määrab kliima kontinentaalsuse astme.

40 Kliimakontinentsus Kliimakontinentaalsus on kliimale iseloomulike tunnuste kogum, mille määrab mandri mõju kliima kujunemisprotsessidele. Mereäärses kliimas (merekliima) on aastased õhutemperatuuri amplituudid väikesed, võrreldes maismaa mandrilise kliimaga, millel on suured aastased temperatuuriamplituudid.

41 Õhutemperatuuri aastane kõikumine laiuskraadil 62 N: Fääri saartel ja Jakutskis peegeldab nende punktide geograafilist asukohta: esimesel juhul - Euroopa lääneranniku lähedal, teisel - Aasia idaosas.

42 Keskmine aastane amplituud Torshavnis 8, Jakutskis 62 C. Euraasia mandril täheldatakse aasta amplituudi tõusu läänest itta.

43 Euraasia – kontinentaalse kliima suurima levikuga kontinent Seda tüüpi kliima on tüüpiline mandrite sisepiirkondadele. Kontinentaalne kliima on domineeriv olulisel osal Venemaa, Ukraina, Kesk-Aasia (Kasahstan, Usbekistan, Tadžikistan), Sise-Hiina, Mongoolia, USA ja Kanada sisepiirkondadest. Mandrikliima põhjustab steppide ja kõrbete moodustumist, kuna suurem osa merede ja ookeanide niiskusest ei jõua sisemaa piirkondadesse.

44 kontinentaalsuse indeks on kliima kontinentaalsuse arvuline tunnus. I K jaoks on mitmeid võimalusi, mis põhinevad ühel või teisel õhutemperatuuri aastase amplituudi A funktsioonil: Gortšinski järgi, Konradi järgi, Zenkeri järgi Khromovi järgi. On indekseid, mis on ehitatud muudel alustel. Näiteks on IC-na välja pakutud mandri õhumasside esinemissageduse ja mere õhumasside esinemissageduse suhe. L. G. Polozova tegi ettepaneku iseloomustada kontinentaalsust eraldi jaanuari ja juuli kohta antud laiuskraadi suurima mandri suhtes; see viimane määratakse temperatuurianomaaliate põhjal. Η. Η. Ivanov pakkus I.K.-i välja laiuskraadi, aasta- ja päevatemperatuuri amplituudi ning kõige kuivema kuu niiskusdefitsiidi funktsioonina.

45 kontinentaalsuse indeks Õhutemperatuuri aastase amplituudi suurus sõltub geograafilisest laiuskraadist. Madalatel laiuskraadidel on aastased temperatuuriamplituudid kõrgete laiuskraadidega võrreldes väiksemad. See säte toob kaasa vajaduse välistada laiuskraadi mõju aastasele amplituudile. Selleks pakutakse välja erinevad kliima kontinentaalsuse näitajad, mis on esitatud aastase temperatuuri amplituudi ja laiuskraadi funktsioonina. Valem L. Gorchinsky kus A on aastane temperatuuri amplituud. Keskmine kontinentaalsus ookeani kohal on null ja Verhojanski puhul on see 100.

47 Mereline ja kontinentaalne Mõõdukas merekliima piirkonda iseloomustavad üsna soojad talved (-8 C kuni 0 C), jahedad suved (+16 C) ja suur sademete hulk (üle 800 mm), mis sajab ühtlaselt aasta läbi. . Parasvöötme mandrikliimat iseloomustavad õhutemperatuuri kõikumised umbes -8 C jaanuarist kuni +18 C juulis, sademeid on siin üle mm, mis sajab valdavalt suvel. Kontinentaalset kliimapiirkonda iseloomustab talvel madalam temperatuur (kuni -20 C) ja vähem sademeid (umbes 600 mm). Parasvöötme järsult kontinentaalses kliimas tuleb talv veelgi külmem kuni -40 C ja sademeid jääb alla mm.

48 Ekstreemsed temperatuurid kuni +55 ja kõrbetes isegi kuni +80 on Moskva oblastis palja pinnase pinnal suvel. Öötemperatuuri miinimumid on seevastu mullapinnal madalamad kui õhus, kuna esiteks jahutatakse mulda efektiivse kiirgusega ja õhk on sellest juba jahtunud. Talvel võib Moskva piirkonnas öine temperatuur pinnal (sel ajal lumega kaetud) langeda alla 50, suvel (välja arvatud juuli) nullini. Antarktika sisealade lumisel pinnal on isegi juuni keskmine kuu temperatuur umbes 70, mõnel juhul võib see langeda 90 kraadini.

49 Jaanuari ja juuli keskmise õhutemperatuuri kaardid

50 Õhutemperatuuri jaotus (jaotusvöönd on kliimavööndite peamine tegur) Aasta keskmine keskmine suvi (juuli) Jaanuari keskmine Laiuskraadivööndite keskmine

51 Venemaa territooriumi temperatuurirežiim Seda iseloomustavad talvel suured kontrastid. Ida-Siberis aitab talvine antitsüklon, mis on äärmiselt stabiilne barikaline moodustis, kaasa külmapooluse tekkele Kirde-Venemaal, mille kuu keskmine õhutemperatuur talvel on 42 C. Talvel on keskmine miinimumtemperatuur 55 C. aastal talvel muutub see edelas C-st, saavutades Musta mere rannikul positiivsed väärtused, keskpiirkondades C-ks.

52 Maapinna keskmine õhutemperatuur (С) talvel

53 Maapinna keskmine õhutemperatuur (С) suvel Keskmine õhutemperatuur varieerub 4 5 C-st põhjarannikul kuni C-ni edelas, kus selle keskmine maksimum on C ja absoluutne maksimum 45 C. Ekstreemsete temperatuuride amplituud ulatub 90 C-ni. Venemaa on selle suured päevased ja aastased amplituudid, eriti Aasia territooriumi teravalt kontinentaalses kliimas. Aastane amplituud varieerub vahemikus 8 10 C ETR kuni 63 C Ida-Siberis Verhojanski aheliku piirkonnas.

54 Taimkatte mõju mulla pinnatemperatuurile Taimkate vähendab mulla öist jahtumist. Sel juhul tekib öine kiirgus peamiselt taimestiku enda pinnalt, mis on kõige rohkem jahutatud. Taimestiku all olev pinnas hoiab kõrgemat temperatuuri. Päeval aga takistab taimestik pinnase kiirguskuumenemist. Päevane temperatuurivahemik taimestiku all väheneb ja keskmine ööpäevane temperatuur langeb. Niisiis jahutab taimkate mulda üldiselt. Leningradi oblastis võib põllukultuuride alune mullapind päeval olla 15 kraadi külmem kui kesa all olev pinnas. Keskmiselt on ööpäevas 6 võrra külmem kui paljas pinnas ja isegi 5-10 cm sügavusel on vahe 3-4.

55 Lumikatte mõju mullatemperatuurile Lumikate kaitseb mulda talvel soojakadude eest. Kiirgus tuleb lumikatte enda pinnalt ja selle all olev pinnas jääb paljast pinnasest soojemaks. Samal ajal väheneb järsult päevane temperatuuriamplituud lume all mullapinnal. Venemaa Euroopa territooriumi keskmises tsoonis, kus lumikate on 50 cm, on selle all oleva mullapinna temperatuur 6-7 võrra kõrgem kui palja pinnase temperatuur ja 10 kraadi kõrgem kui temperatuur maapinnal. lumikate ise. Talvine mulla külmumine lume all ulatub umbes 40 cm sügavusele ja ilma lumeta võib see levida üle 100 cm. Seega vähendab taimkate suvel mullapinna temperatuuri, talvel aga lumikate, vastupidi. suurendab seda. Suvise taimkatte ja talvel lumikatte koosmõju vähendab aasta temperatuuri amplituudi mullapinnal; see on suurusjärgus 10 vähem kui palja pinnasega.

56 OHTLIKUD METEOROLOOGILISED NÄHTUSED JA NENDE KRITEERIUMID 1. väga tugev tuul (sh tuisk) vähemalt 25 m/s, (kaasa arvatud puhangud), mererannikul ja mägistel aladel vähemalt 35 m/s; 2. väga tugev vihm vähemalt 50 mm kuni 12 tunni jooksul 3. tugev vihm vähemalt 30 mm kuni 1 tunni jooksul; 4. väga tugev lumi paksusega vähemalt 20 mm kuni 12 tunni jooksul; 5. suur rahe – mitte vähem kui 20mm; 6. tugev lumetorm - tuule keskmise kiirusega vähemalt 15 m/s ja nähtavusega alla 500 m;

57 7. Tugev tolmutorm keskmise tuule kiirusega vähemalt 15 m/s ja nähtavusega mitte üle 500 m; 8. Nähtavus tugevas udus mitte rohkem kui 50 m; 9. Tugevad härmatised jääl vähemalt 20 mm, komplekssete lademete või märja lume korral vähemalt 35 mm, härmatise korral vähemalt 50 mm. 10. Äärmuslik kuumus – kõrge maksimaalne õhutemperatuur vähemalt 35 ºС üle 5 päeva. 11. Tugev pakane - Minimaalne õhutemperatuur ei ole madalam kui miinus 35ºС vähemalt 5 päeva jooksul.

58 Kõrge temperatuuri ohud Tuleoht Äärmuslik kuumus

59 Madala temperatuuri ohud

60 külmutada. Külmumine on õhutemperatuuri või aktiivse pinnase (mullapinna) lühiajaline langus 0 C-ni ja alla selle üldise positiivse keskmise ööpäevase temperatuuri taustal.

61 Õhutemperatuuri põhimõisted MIDA PEAD TEADMA! Aasta keskmise temperatuuri kaart Suviste ja talviste temperatuuride erinevused Temperatuuri tsooniline jaotus Maa ja mere jaotuse mõju Õhutemperatuuri kõrgusjaotus Pinnase ja õhutemperatuuri päevane ja aastane kõikumine Temperatuurirežiimist tingitud ohtlikud ilmastikunähtused

Metsateoroloogia. 4. loeng: ATmosfääri ja MAA PINNA TERMILINE REŽIIM Maapinna ja atmosfääri soojusrežiim: Õhutemperatuuri jaotus atmosfääris ja maapinnal ning selle pidev

Küsimus 1. Maapinna kiirgusbilanss Küsimus 2. Atmosfääri sissetoomise kiirgusbilanss Soojusvoog kiirgusenergia kujul on osa atmosfääri temperatuuri muutvast summaarsest soojusvoost.

Atmosfääri soojusrežiim Õppejõud: Soboleva Nadežda Petrovna, osakonna dotsent. GEHC Õhutemperatuur Õhutemperatuuril on alati temperatuur atmosfääri igas punktis ja Maa erinevates kohtades pidevalt

NOVOSIBIRSKI PIIRKONNA KLIIMA

Kontrolltöö teemal "Venemaa kliima". 1 variant. 1. Milline kliimat kujundav tegur on juhtiv? 1) Geograafiline asend 2) Atmosfääri tsirkulatsioon 3) Ookeanide lähedus 4) Merehoovused 2.

Mõisted "Kliima" ja "Ilm" Novosibirski linna meteoroloogiliste andmete näitel Simonenko Anna Töö eesmärk: selgitada välja mõistete "Ilm" ja "Kliima" erinevus meteoroloogia näitel. andmed peal

Vene Föderatsiooni haridus- ja teadusministeerium

Kirjandus 1 Interneti-ressurss http://www.beltur.by 2 Interneti-ressurss http://otherreferats.allbest.ru/geography/00148130_0.html 3 Interneti-ressurss http://www.svali.ru/climat/13/index. htm 4 Interneti-ressurss

Õhutegurid ja ilm nende liikumispiirkonnas. Kholodovich Yu. A. Valgevene Riiklik Tehnikaülikool Sissejuhatus Ilmavaatlused muutusid üsna laialt levinud aasta teisel poolel.

VENEMAA HARIDUS- JA TEADUSMINISTEERIUM Föderaalne riigieelarveline kõrgharidusasutus "N.G. TŠERNÕŠEVSKI NIMEGA SARATOVI RIIKLIKU ÜLIKOOL"

MAAILMA FÜÜSIKALINE GEOGRAAFIA LOENG 9 OSA 1 EURAASIA JÄTKAS LOENGUS KÄSITLUD TEEMA KLIIMA JA AGROKLIMAATRESSURSSIDE KÜSIMUSED Atmosfääri tsirkulatsioon, niiskuse ja termilise režiimi tunnused

Kiirgus atmosfääris Õppejõud: Soboleva Nadežda Petrovna, osakonna dotsent GEGH Kiirgus ehk kiirgus on elektromagnetlained, mida iseloomustavad: L lainepikkus ja ν võnkesagedus Kiirgus levib

SEIRE UDC 551.506 (575/2) (04) SEIRE: ILMATINGIMUSED CHU ORUS JAANUARIS 2009 G.F. Agafonova ilmakeskus, A.O. Cand. allahindlused geogr. Teadused, dotsent, S.M. Kazachkova doktorant jaanuar

PÕHJA-TAIGA KRÜOMETAMORFILISES MULLAS SOOJUSVOOB JA SELLE SOOJUSEVARUSTUS Ostroumov V.Ye. 1, Davydova A.I. 2, Davõdov S.P. 2, Fedorov-Davõdov DG. 1, Eremin I.I. 3, Krochev D. Yu. 3 1 Instituut

18. Maapinna lähedase õhutemperatuuri ja -niiskuse prognoos 1 18. MAA PINNA LÄHEDUSE ÕHUTEMPERATUURI JA -NIiskuse prognoos

UDC 55.5 ILMATINGIMUSED CHU ORUS SÜGISEL E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova ILMAOLUD TŠUI ORUS SÜGISEL E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova meteoroloogiline

Moodul 1 Valik 1. Täisnimi Rühm Kuupäev 1. Meteoroloogia on teadus maakera atmosfääris toimuvatest protsessidest (3b) A) keemilised B) füüsikalised C) klimaatilised 2. Klimatoloogia on teadus kliimast, s.o. agregaadid

1. Klimatogrammi kirjeldus: Klimatogrammi veergudes on näidatud kuude arv, allpool on märgitud kuude algustähed. Mõnikord näidatakse 4 hooaega, mõnikord mitte kõiki kuid. Temperatuuriskaala on märgitud vasakule. Nullmärk

JÄRELEVALVE UDC 551.506 SEIRE: ILMATINGIMUSED CHU ORUS SÜGISEL E.Yu. Zyskova, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova, I.S. Brusenskaja JÄRELEVALVE: ILMATINGIMUSED CHUI ORUS SÜGISEL E.Yu. Zyskova,

Küllastunud õhu kihistumine ja vertikaalne tasakaal Vrublevskiy SV Valgevene Riiklik Tehnikaülikool Sissejuhatus Troposfääri õhk on pidevas segunemises

"Kliima trendid külmal aastaajal Moldovas" Tatiana Stamatova, riiklik hüdrometeoroloogiateenistus 28. oktoober 2013, Moskva, Venemaa

A.L. Afanasjev, P.P. Bobrov, O.A. Ivchenko Omski Riiklik Pedagoogikaülikool S.V. Krivaltsevitši Atmosfäärioptika Instituut SB RAS, Tomsk Soojusvoogude hindamine pinnalt aurustumisel

UDK 551,51 (476,4) M L Smoljarov (Mogilev, Valgevene) MOGILEVI KLIIMAAASTADE OMADUSED Sissejuhatus. Kliima tundmine teaduslikul tasemel sai alguse meteoroloogiajaamade korraldamisest, mis olid varustatud

MAA ATmosfäär JA KLIIMA Loengukonspekt Osintseva N.V. Atmosfääri koostis Lämmastik (N 2) 78,09%, hapnik (O 2) 20,94%, argoon (Ar) - 0,93%, süsinikdioksiid (CO 2) 0,03%, muud gaasid 0,02%: osoon (O 3),

Sektsioonid Arvuti kood Teemaplaan ja distsipliini sisu Teemaplaan Sektsioonide (moodulite) nimetused Auditoorne tundide arv Iseseisev töö isiklikult tagaselja abbr. täiskohaga, kuid lb.

Vene Föderatsiooni Haridus- ja Teadusministeerium LIITRIIKLIKU KÕRGHARIDUSASUTUS SARATOVI RIIKLIIKÜLIKOOL

Mussoonmeteoroloogia Gerasimovitš V.Yu. Valgevene Riiklik Tehnikaülikool Sissejuhatus Mussoonid, stabiilsed hooajalised tuuled. Suvel, mussoonhooajal, puhuvad need tuuled tavaliselt merelt maale ja toovad

Meetodid füüsilise ja geograafilise orientatsiooni suurenenud keerukusega probleemide lahendamiseks, nende rakendamine klassiruumis ja pärast koolitunde Geograafiaõpetaja: Gerasimova Irina Mihhailovna 1 Määrake, millised punktid

3. Kliimamuutus Õhutemperatuur See näitaja iseloomustab aasta keskmist õhutemperatuuri, selle muutumist teatud aja jooksul ja kõrvalekallet pikaajalisest keskmisest

AASTA KLIIMAOMADUSED 18 2. peatükk Valgevene Vabariigi 2013. aasta keskmine õhutemperatuur oli +7,5 C, mis on 1,7 C võrra kõrgem klimaatilisest normist. 2013. aasta jooksul valdav enamus

Kontrolltöö geograafias Variant 1 1. Kui suur on teravalt kontinentaalsele kliimale iseloomulik aastane sademete hulk? 1) üle 800 mm aastas 2) 600-800 mm aastas 3) 500-700 mm aastas 4) alla 500 mm

Alentyeva Jelena Jurjevna Munitsipaalautonoomne Üldharidusasutus Keskkool 118, mis sai nime Tšeljabinski linna Nõukogude Liidu kangelase N. I. Kuznetsovi järgi GEOGRAAFIATUNNI KOKKUVÕTE

Vene Föderatsiooni haridus- ja teadusministeerium

MULLA TERMILISED OMADUSED JA SOOJUSREŽIIM 1. Pinnase soojusomadused. 2. Soojusrežiim ja selle reguleerimise viisid. 1. Pinnase termilised omadused Muldade soojusrežiim on üks olulisi näitajaid, mis suuresti määrab

MATERJALID geograafia arvutitesti ettevalmistamiseks 5. klass (geograafia süvaõpe) Õpetaja: Yu.

1.2.8. Kliimatingimused (Irkutski Roshydrometi UGMSi GU "Irkutsk TsGMS-R"; Roshydrometi Zabaikalskoje UGMS; Roshydrometi Transbaikali UGMSi riigiasutus "Buryatsky TsGMS") Märkimisväärse negatiivse tulemuse tagajärjel

Geograafia ülesanded A2 1. Milline järgmistest kivimitest on moondepäritoluga? 1) liivakivi 2) tuff 3) lubjakivi 4) marmor Marmor kuulub moondekivimite hulka. Liivakivi

Soojusbilanss määrab temperatuuri, selle suuruse ja muutuse pinnal, mida päikesekiirgus otseselt soojendab. Kuumutamisel kannab see pind soojust (pikalainevahemikus) üle nii aluskihtidesse kui ka atmosfääri. Pinda ennast nimetatakse aktiivne pind.

Kõigi soojusbilansi elementide maksimumväärtust täheldatakse keskpäevastel tundidel. Erandiks on maksimaalne soojusvahetus pinnases, mis langeb hommikutundidele. Soojusbilansi komponentide ööpäevase kõikumise maksimaalsed amplituudid on märgatavad suvel ja minimaalsed talvel.

Kuival ja taimestikuvabal pinnatemperatuuril ööpäevaringsel selgel päeval saabub maksimum pärast 14 tundi ja miinimum on päikesetõusu paiku. Pilvisus võib häirida ööpäevast temperatuurimuutust, põhjustades maksimumi ja miinimumi nihke. Niiskus ja pinnataimestik mõjutavad temperatuuri kulgu suurel määral.

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

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

Pinnastel on üldiselt väiksem soojusmahtuvus kui vees ja suurem soojusjuhtivus. Seetõttu soojenevad ja jahtuvad nad kiiremini kui vesi.

Aega kulub soojuse ülekandmiseks kihist kihti ning päeva jooksul maksimaalse ja minimaalse temperatuuri väärtuste saabumise hetked lükkuvad iga 10 cm võrra edasi umbes 3 tunni võrra. Mida sügavam on kiht, seda vähem soojust see saab ja seda nõrgemad temperatuurikõikumised selles. Ööpäevaste temperatuurikõikumiste amplituud sügavusega väheneb 2 korda iga 15 cm kohta. Keskmiselt umbes 1 m sügavusel mullatemperatuuri päevane kõikumine "hajub". Kihti, kus nad peatuvad, nimetatakse püsiva ööpäevase temperatuuri kiht.

Mida pikem on temperatuurikõikumiste periood, seda sügavamale need levivad. Seega on keskmistel laiuskraadidel püsiva aastatemperatuuri kiht 19–20 m sügavusel, suurtel laiuskraadidel 25 m sügavusel ja troopilistel laiuskraadidel, kus aastased temperatuuriamplituudid on väikesed, sügavusel. 5–10 m. aastat hilinevad keskmiselt 20–30 päeva meetri kohta.

Püsiva aastatemperatuuri kihis on temperatuur lähedane aasta keskmisele õhutemperatuurile maapinna kohal.

Vesi soojeneb aeglasemalt ja eraldab soojust aeglasemalt. Lisaks võivad päikesekiired tungida suurde sügavusse, soojendades otse sügavamaid kihte. Soojuse ülekandumine sügavusele ei tulene mitte niivõrd molekulaarsest soojusjuhtivusest, vaid suuremal määral vee segunemisest turbulentsel teel või hoovustega. Vee pinnakihtide jahtumisel toimub termiline konvektsioon, millega kaasneb ka segunemine.

Päevased temperatuurikõikumised ookeani pinnal on kõrgetel laiuskraadidel keskmiselt vaid 0,1ºС, parasvöötmes - 0,4ºС, troopikas - 0,5ºС, nende kõikumiste läbitungimissügavus on 15–20 m.

Aastased temperatuuri amplituudid ookeani pinnal 1ºС ekvatoriaallaiuskraadidel kuni 10,2ºС parasvöötme laiuskraadidel. Aastased temperatuurikõikumised tungivad 200-300 m sügavusele.

Veekogude temperatuuri maksimumide hetked on maaga võrreldes hilinenud. Maksimum on umbes 15-16 tundi, vähemalt 2-3 tundi pärast päikesetõusu. Aastane maksimaalne temperatuur ookeanipinnal põhjapoolkeral toimub augustis, minimaalne - veebruaris.

7. küsimus (atmosfäär) - õhutemperatuuri muutus kõrgusega. Atmosfäär koosneb gaaside segust, mida nimetatakse õhuks ja milles hõljuvad vedelad ja tahked osakesed. Viimase kogumass on kogu atmosfääri massiga võrreldes tühine. Maapinna lähedal olev atmosfääriõhk on reeglina niiske. See tähendab, et selle koostis sisaldab koos teiste gaasidega veeauru, s.o. vesi gaasilises olekus. Veeauru sisaldus õhus on erinevalt teistest õhukomponentidest erinev: maapinnal varieerub see protsendisajandikest kuni mitme protsendini. Seda seletatakse asjaoluga, et atmosfääris eksisteerivates tingimustes võib veeaur minna vedelasse ja tahkesse olekusse ning, vastupidi, maapinnalt aurustumise tõttu uuesti atmosfääri sattuda. Õhu, nagu iga keha, temperatuur erineb alati absoluutsest nullist. Õhutemperatuur atmosfääri igas punktis muutub pidevalt; Maa erinevates kohtades samal ajal on see ka erinev. Maapinnal varieerub õhutemperatuur üsna laias vahemikus: selle seni täheldatud äärmuslikud väärtused on veidi alla +60 ° (troopilistes kõrbetes) ja umbes -90 ° (Antarktika mandriosas). Kõrgusega varieerub õhutemperatuur erinevates kihtides ja erinevatel juhtudel erinevalt. Keskmiselt väheneb esmalt 10-15 km kõrguseks, siis kasvab 50-60 km-ni, siis jälle langeb jne. . - VERTIKAALNE TEMPERATUURIGRADIENT sün. VERTIKAALNE TEMPERATUURIGRADIENT - vertikaalne temperatuurigradient - temperatuuri muutus merepinna kõrguse suurenemisega, võetud distantsiühiku kohta. Seda peetakse positiivseks, kui temperatuur langeb kõrgusega. Vastupidisel juhul, näiteks stratosfääris, temperatuur tõuseb tõusu ajal ja siis moodustub pöörd (inversioon) vertikaalne gradient, millele omistatakse miinusmärk. Troposfääris on WT keskmine 0,65°/100 m, kuid mõnel juhul võib see ületada 1°/100 m või võtta temperatuuri inversioonide ajal negatiivseid väärtusi. Soojal aastaajal maismaal pinnakihis võib see olla kümme korda kõrgem. - adiabaatiline protsess- Adiabaatiline protsess (adiabaatiline protsess) - termodünaamiline protsess, mis toimub süsteemis ilma soojusvahetuseta keskkonnaga (), st adiabaatiliselt isoleeritud süsteemis, mille olekut saab muuta ainult väliseid parameetreid muutes. Adiabaatilise isolatsiooni kontseptsioon on soojusisolatsiooni kestade või Dewari anumate (adiabaatilised kestad) idealiseerimine. Väliste kehade temperatuuri muutus adiabaatiliselt isoleeritud süsteemi ei mõjuta ja nende energia U saab muutuda ainult süsteemi (või sellel) tehtud töö tõttu. Termodünaamika esimese seaduse kohaselt on homogeense süsteemi puhul pöörduvas adiabaatilises protsessis, kus V on süsteemi ruumala, p on rõhk ja üldjuhul, kus aj on välisparameetrid, on Aj termodünaamilised jõud. Termodünaamika teise seaduse kohaselt on pöörduvas adiabaatilises protsessis entroopia konstantne ja pöördumatus protsessis see suureneb. Adiabaatiliseks protsessiks võib pidada väga kiireid protsesse, milles soojusvahetusel keskkonnaga ei ole aega, näiteks heli levimise ajal. Vedeliku iga väikese elemendi entroopia jääb konstantseks selle liikumise ajal kiirusega v, mistõttu entroopia s summaarne tuletis massiühiku kohta on võrdne nulliga (adiabaatsuse tingimus). Lihtne näide adiabaatilisest protsessist on gaasi kokkusurumine (või paisumine) soojusisolatsiooniga silindris soojusisolatsiooniga kolviga: temperatuur tõuseb kokkusurumisel ja langeb paisumisel. Teine näide adiabaatilisest protsessist on adiabaatiline demagnetiseerimine, mida kasutatakse magnetjahutusmeetodis. Pöörduvat adiabaatilist protsessi, mida nimetatakse ka isentroopseks protsessiks, on olekudiagrammil kujutatud adiabaadi (isentroop) abil. Tõusev õhk, sattudes haruldasesse keskkonda, paisub, see jahutatakse ja laskuv õhk, vastupidi, kuumeneb kokkusurumise tõttu. Sellist siseenergiast tingitud temperatuurimuutust ilma soojuse sissevoolu ja vabanemiseta nimetatakse adiabaatiliseks. Adiabaatilised temperatuurimuutused toimuvad vastavalt kuiv adiabaatiline ja märg adiabaatiline seadused. Vastavalt sellele eristatakse ka temperatuurimuutuse vertikaalseid gradiente kõrgusega. Kuiv adiabaatiline gradient on kuiva või niiske küllastumata õhu temperatuuri muutus 1 ° C võrra iga 100 meetri kõrguse või languse kohta ja märg adiabaatiline gradient on niiske küllastunud õhu temperatuuri langus vähem kui 1 ° C võrra. iga 100 kõrguse meetri kohta.

- Inversioon meteoroloogias tähendab see parameetri muutuse anomaalset iseloomu atmosfääris kõrguse suurenemisega. Enamasti viitab see temperatuuri inversioonile, st temperatuuri tõusule kõrgusega teatud atmosfäärikihis tavapärase languse asemel (vt Maa atmosfäär).

Inversiooni on kahte tüüpi:

1. pinnatemperatuuri inversioonid, mis algavad otse maapinnalt (inversioonikihi paksus on kümneid meetreid)

2.Temperatuuri inversioonid vabas atmosfääris (inversioonikihi paksus ulatub sadadesse meetritesse)

Temperatuuri inversioon takistab õhu vertikaalset liikumist ja aitab kaasa udu, udu, sudu, pilvede, miraažide tekkele. Inversioon sõltub suuresti kohalikest maastikuomadustest. Temperatuuri tõus inversioonikihis ulatub kümnendikest kraadidest kuni 15-20 °C ja enamgi. Pinnatemperatuuri inversioonid talvel Ida-Siberis ja Antarktikas on kõige võimsamad.

Pilet.

Õhutemperatuuri päevane kurss -õhutemperatuuri muutus päeva jooksul. Õhutemperatuuri ööpäevane kulg üldiselt peegeldab maapinna temperatuuri kulgu, kuid maksimumide ja miinimumide saabumise hetked on mõnevõrra hilised, maksimum on täheldatav kell 14, miinimum pärast päikesetõusu. Igapäevased õhutemperatuuri kõikumised talvel on märgatavad kuni 0,5 km kõrguseni, suvel - kuni 2 km.

Õhutemperatuuri päevane amplituud -ööpäevase maksimaalse ja minimaalse õhutemperatuuri erinevus. Õhutemperatuuri ööpäevane amplituud on suurim troopilistes kõrbetes - kuni 40 0, ekvatoriaal- ja parasvöötme laiuskraadidel see väheneb. Päevane amplituud on talvel ja pilvise ilmaga väiksem. Veepinnast kõrgemal on seda palju vähem kui maismaa kohal; üle taimkatte on väiksem kui paljadel pindadel.

Õhutemperatuuri aastase kulgemise määrab eelkõige paiga laiuskraad. Õhutemperatuuri aastane kurss - kuu keskmise temperatuuri muutus aasta jooksul. Õhutemperatuuri aastane amplituud - kuu maksimaalse ja minimaalse keskmise temperatuuri erinevus. Aastast temperatuurimuutust on nelja tüüpi; Igal tüübil on kaks alamtüüpi mereline ja mandriline mida iseloomustavad erinevad aastased temperatuuriamplituudid. AT ekvatoriaalne Aastase temperatuurimuutuse tüüp näitab kahte väikest maksimumi ja kahte väikest miinimumi. Maksimum saabub pärast pööripäevi, kui päike on ekvaatori kohal oma seniidis. Merealatüübis on õhutemperatuuri aastane amplituud 1-2 0, mandril 4-6 0 . Temperatuur on aastaringselt positiivne. AT troopiline Aastase temperatuurimuutuse tüübil on põhjapoolkeral üks maksimum pärast suvist pööripäeva ja üks miinimum pärast talvist pööripäeva. Merealatüübis on aastane temperatuuriamplituud 5 0, mandril 10-20 0 . AT mõõdukas Aastase temperatuurimuutuse tüübis on põhjapoolkeral ka üks maksimum pärast suvist pööripäeva ja üks miinimum pärast talvist pööripäeva, talvel on temperatuurid negatiivsed. Ookeani kohal on amplituud 10-15 0, maismaa kohal suureneb kaugusega ookeanist: rannikul - 10 0, mandri keskel - kuni 60 0 . AT polaarne Aastase temperatuurimuutuse tüübis on põhjapoolkeral üks maksimum pärast suvist pööripäeva ja üks miinimum pärast talvist pööripäeva, temperatuur on suurema osa aastast negatiivne. Aastane amplituud merel on 20-30 0 , maal - 60 0 . Valitud tüübid peegeldavad päikesekiirguse sissevoolust tingitud temperatuuri tsoonide kõikumist. Õhumasside liikumisel on suur mõju temperatuuri aastasele kulgemisele.

Pilet.

Isotermid Jooned, mis ühendavad kaardil sama temperatuuriga punkte.

Suvel on mandrid soojemad, maa kohal olevad isotermid painduvad pooluste poole.

Talviste temperatuuride kaardil (põhjapoolkeral detsember ja lõunapoolkeral juuli) kalduvad isotermid paralleelidest oluliselt kõrvale. Ookeanide kohal liiguvad isotermid kaugele kõrgetele laiuskraadidele, moodustades "kuumakeeli"; maa kohal kalduvad isotermid ekvaatori poole.

Põhjapoolkera aasta keskmine temperatuur on +15,2 0 С, lõunapoolkeral +13,2 0 С. Põhjapoolkeral ulatus miinimumtemperatuur -77 0 С (Oimjakon) ja -68 0 С (Verhojansk). Lõunapoolkeral on minimaalsed temperatuurid palju madalamad; jaamades "Sovetskaja" ja "Vostok" oli temperatuur -89,2 0 С. Miinimumtemperatuur pilvitu ilmaga Antarktikas võib langeda -93 0 С-ni. Californias Death Valleys märgiti temperatuur +56,7 0.

Selle kohta, kui palju mandrid ja ookeanid mõjutavad temperatuuride jaotust, kirjeldage kaarte ja anomaaliaid. Isanomaalid- jooned, mis ühendavad samade temperatuurianomaaliatega punkte. Anomaaliad on tegelike temperatuuride kõrvalekalded keskmistest laiuskraadidest. Anomaaliad on positiivsed ja negatiivsed. Positiivseid tulemusi täheldatakse suvel soojenenud mandritel

Troopikat ja polaarjooni ei saa pidada kehtivateks piirideks termilised tsoonid (kliima klassifikatsioonisüsteem õhutemperatuuri järgi), kuna temperatuurijaotust mõjutavad mitmed muud tegurid: maa ja vee jaotus, hoovused. Isotermid võetakse termiliste tsoonide piiridest väljapoole. Kuum tsoon paikneb aastaste isotermide 20 0 C vahel ja piiritleb metsikute palmipuude riba. Parasvöötme piirid on tõmmatud piki isotermi 10 0 Kõige soojemast kuust. Põhjapoolkeral langeb piir kokku metsatundra levikuga. Külma vööndi piir kulgeb piki 0 0 isotermi kõige soojemast kuust. Postide ümber paiknevad külmavööd.

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 eraldumine pöördprotsesside käigus.

Maapinna ja veekogude soojusrežiimi määravad nende termofüüsikalised omadused. Ettevalmistamisel tuleks 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 sügavuses ja temperatuurikõikumiste vahel tungib 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?

Lahendus. 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 naaberalade 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.

Lahendus. 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 "ALT, ja temperatuur 5 cm sügavusel on 19,4 °C.

Lahendus. 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. Need on omavahel seotud 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.

Lahendus. 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?