Ilmakehän ja maan pinnan lämpöjärjestelmä. Maan pinnan ja ilmakehän lämpötila Keskimääräinen vuorokausilämpötilan vaihtelu

Sen arvo ja muutos pinnalla, jota auringonsäteet lämmittävät suoraan. Kuumennettaessa tämä pinta siirtää lämpöä (pitkäaaltoalueella) sekä alla oleviin kerroksiin että ilmakehään. Itse pintaa kutsutaan aktiivinen pinta.

Kaikkien lämpötasapainon elementtien maksimiarvo havaitaan lähellä keskipäivän tunteja. Poikkeuksena on suurin lämmönvaihto maaperässä, joka osuu aamutunneille. Lämpötasapainokomponenttien vuorokausivaihtelun maksimiamplitudit havaitaan kesällä ja minimiamplitudit talvella.

Vuorokauden pintalämpötilassa, kuivana ja kasvittomina, kirkkaana päivänä, maksimi tapahtuu sen jälkeen, kun 14 tuntia, ja minimi on auringonnousun tienoilla. Pilvisyys voi häiritä lämpötilan vuorokausivaihtelua ja aiheuttaa maksimi- ja minimimuutoksia. Kosteus ja pintakasvillisuus vaikuttavat suuresti lämpötilan kulkuun.

Päivittäiset pintalämpötilan maksimiarvot voivat olla +80 o C tai enemmän. Päivittäiset vaihtelut saavuttavat 40 o. Ääriarvojen ja lämpötila-amplitudien arvot riippuvat paikan leveysasteesta, vuodenajasta, pilvisyydestä, pinnan lämpöominaisuuksista, sen väristä, karheudesta, kasvillisuuden luonteesta, kaltevuuden suunnasta (altistumisesta).

Lämmön leviäminen aktiiviselta pinnalta riippuu alla olevan substraatin koostumuksesta, ja sen määrää sen lämpökapasiteetti ja lämmönjohtavuus. Mannerten pinnalla alla oleva substraatti on maaperä, valtamerissä (merissä) - vesi.

Maaperällä on yleensä pienempi lämpökapasiteetti kuin vedellä ja korkeampi lämmönjohtavuus. Siksi ne lämpenevät ja jäähtyvät nopeammin kuin vesi.

Aikaa kuluu lämmön siirtymiseen kerroksesta kerrokseen, ja lämpötilan maksimi- ja vähimmäisarvojen alkamishetket päivän aikana viivästyvät 10 cm välein noin 3 tunnilla. Mitä syvempi kerros, sitä vähemmän se vastaanottaa lämpöä ja sitä heikommat lämpötilanvaihtelut siinä. Vuorokauden lämpötilan vaihteluiden amplitudi syvyyden mukaan pienenee 2 kertaa jokaista 15 cm:ä kohti. Keskimäärin noin 1 metrin syvyydessä maaperän lämpötilan päivittäiset vaihtelut "häityvät". Kerrosta, jossa ne pysähtyvät, kutsutaan tasaisen päivittäisen lämpötilan kerros.

Mitä pidempi lämpötilan vaihtelujakso kestää, sitä syvemmälle ne leviävät. Keskimmäisillä leveysasteilla tasaisen vuosilämpötilan kerros on siis 19–20 metrin syvyydessä, korkeilla leveysasteilla 25 metrin syvyydellä ja trooppisilla leveysasteilla, joissa vuotuiset lämpötilaamplitudit ovat pieniä, syvyydessä. 5–10 m. vuoden viive on keskimäärin 20–30 päivää metriä kohden.

Lämpötila tasaisen vuosilämpötilan kerroksessa on lähellä vuoden keskilämpötilaa pinnan yläpuolella.

Ilmakehän lämpöjärjestelmä

paikallinen lämpötila

Kokonaislämpötilan muutos kiinteässä
maantieteellinen piste yksilöstä riippuen
Muutoksia ilman tilassa ja advektiosta kutsutaan
paikallinen (paikallinen) muutos.
Mikä tahansa sääasema, joka ei muutu
sen sijainti maan pinnalla,
pitää sellaisena asiana.
Meteorologiset laitteet - lämpömittarit ja
lämpömittarit, jotka on sijoitettu kiinteästi yhteen tai toiseen
paikka, rekisteröi tarkalleen paikalliset muutokset
ilman lämpötila.
Lämpömittari tuulessa lentävässä ilmapallossa ja
pysyy siis samassa massassa
ilma, osoittaa yksilöllistä muutosta
lämpötila tässä massassa.

Ilmakehän lämpöjärjestelmä

Ilman lämpötilan jakautuminen sisään
tila ja sen muutos ajassa
Ilmakehän lämpötila
määritelty:
1. Lämmönvaihto ympäristön kanssa
(alla pinnalla, vieressä
ilmamassat ja ulkoavaruus).
2. Adiabaattiset prosessit
(liittyy ilmanpaineen muutoksiin,
varsinkin pystysuorassa liikkuessa
3. Advektioprosessit
(lämpimän tai kylmän ilman siirtyminen, joka vaikuttaa sisälämpötilaan
annettu piste)

Lämmönvaihto

Lämmönsiirtoreitit
1) Säteily
imeytymisessä
ilman säteilyä auringosta ja maasta
pinnat.
2) Lämmönjohtavuus.
3) Haihtumista tai kondensaatiota.
4) Jään ja lumen muodostuminen tai sulaminen.

Säteilevä lämmönsiirtotie

1. Suora absorptio
troposfäärissä on vähän auringon säteilyä;
se voi aiheuttaa nousua
ilman lämpötila vain
noin 0,5 astetta päivässä.
2. Jonkin verran tärkeämpää on
lämpöhäviö ilmasta
pitkäaaltoinen säteily.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
missä
S - suora auringon säteily päällä
vaakasuora pinta;
D - hajallaan oleva auringon säteily päällä
vaakasuora pinta;
Ea on ilmakehän vastasäteily;
Rk ja Rd - heijastuvat alla olevasta pinnasta
lyhyt- ja pitkäaaltosäteily;
Ez - taustalla olevan pitkän aallon säteily
pinnat.

Pohjapinnan säteilytasapaino

B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2
Kiinnitä huomiota:
Q = S + D Tämä on kokonaissäteily;
Rd on hyvin pieni arvo, eikä sitä yleensä ole
ottaa huomioon;
Rk =Q *Ak, missä A on pinnan albedo;
Eef \u003d Ez - Ea
Saamme:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

Pohjapinnan lämpötasapaino

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
missä Lt-zh ja Lzh-g - spesifinen sulamislämpö
ja höyrystyminen (kondensaatio), vastaavasti;
Mn ja Mk ovat mukana olevien vesimassat
vastaavat vaihemuutokset;
Qa ja Qp-p - lämpövirta ilmakehään ja sen läpi
alla olevasta pinnasta alla oleviin kerroksiin
maaperää tai vettä.

pinta ja aktiivinen kerros

Taustamateriaalin lämpötilajärjestelmä

Pohjapinta on
maan pinta (maa, vesi, lumi ja
jne.), vuorovaikutuksessa ilmakehän kanssa
lämmön ja kosteuden vaihtoprosessissa.
Aktiivinen kerros on maakerros (mukaan lukien
kasvillisuus ja lumipeite) tai vettä,
osallistua lämmönvaihtoon ympäristön kanssa,
jonka syvyyteen päivittäin ja
vuotuiset lämpötilan vaihtelut.

10. Alla olevan pinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötilajärjestelmä

Taustamateriaalin lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Maaperässä auringon säteily, tunkeutuva
millimetrin kymmenesosien syvyyteen,
muunnetaan lämmöksi, mikä
siirretään alla oleviin kerroksiin
molekyylin lämmönjohtavuus.
Auringon säteily tunkeutuu vedessä
syvyydessä jopa kymmeniä metrejä, ja siirto
lämpöä tapahtuu alla oleviin kerroksiin
myrskyisä
sekoitus, lämpö
konvektio ja haihdutus

11. Alla olevan pinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötilajärjestelmä

Taustamateriaalin lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Päivittäiset lämpötilan vaihtelut
Käytä:
vedessä - jopa kymmeniä metrejä,
maaperässä - alle metri
Vuotuiset lämpötilan vaihtelut
Käytä:
vedessä - jopa satoja metrejä,
maaperässä - 10-20 metriä

12. Alla olevan pinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötilajärjestelmä

Taustamateriaalin lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Päivän ja kesän aikana veden pintaan tuleva lämpö tunkeutuu
huomattavaan syvyyteen ja lämmittää suuren vesipatsaan.
Ylemmän kerroksen ja veden pinnan lämpötila
se nousee vähän.
Maaperässä tuleva lämpö jakautuu ohueen päälliseen
kerros, joka tulee siten erittäin kuumaksi.
Yöllä ja talvella vesi menettää lämpöä pintakerroksesta, mutta
sen sijaan tulee kertynyt lämpö alla olevista kerroksista.
Siksi lämpötila veden pinnalla laskee
hitaasti.
Maan pinnalla lämpötila laskee, kun lämpöä vapautuu
nopeasti:
ohueen yläkerrokseen kertynyt lämpö poistuu siitä nopeasti
ilman täyttöä alhaalta.

13. Alla olevan pinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötilajärjestelmä

Taustamateriaalin lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Päivän ja kesän aikana maanpinnan lämpötila on korkeampi kuin maan lämpötila
veden pinta; matalampi yöllä ja talvella.
Päivittäiset ja vuosittaiset lämpötilan vaihtelut maan pinnalla ovat suuremmat,
lisäksi paljon enemmän kuin veden pinnalla.
Lämpimänä vuodenaikana vesiallas kerääntyy melko paksuksi kerrokseksi
vesi, suuri määrä lämpöä, joka luovuttaa ilmakehään kylmässä
kausi.
Lämpimänä vuodenaikana maaperä luovuttaa suurimman osan lämmöstä yöllä,
joka saa päivän aikana ja kerää sitä vähän talvella.
Keskimmäisillä leveysasteilla vuoden lämpimällä puoliskolla 1,5-3
kcal lämpöä pinta-alan neliösenttimetriä kohden.
Kylmällä säällä maaperä luovuttaa tämän lämmön ilmakehään. Arvo ±1,5-3
kcal/cm2 vuodessa on maaperän vuotuinen lämpökierto.
Lumipeitteen ja kasvillisuuden vaikutuksesta kesällä vuotuinen
maaperän lämmönkierto vähenee; esimerkiksi Leningradin lähellä 30 prosenttia.
Tropiikassa vuotuinen lämmönvaihto on pienempi kuin lauhkeilla leveysasteilla, koska
Auringon säteilyn vuotuiset erot ovat pienemmät.

14. Alla olevan pinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötilajärjestelmä

Taustamateriaalin lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Suurten altaiden vuotuinen lämmönvaihto on noin 20
kertaa enemmän kuin vuotuinen lämmönvaihto
maaperää.
Itämeri vapauttaa ilmaa kylmällä säällä 52
kcal / cm2 ja kerää saman määrän lämpimänä vuodenaikana.
Mustanmeren vuotuinen lämmönvaihto ±48 kcal/cm2,
Näiden erojen seurauksena ilman lämpötila nousi
kesällä merellä alhaisempi ja talvella korkeampi kuin maalla.

15. Alla olevan pinnan ja aktiivisen kerroksen lämpötilajärjestelmä

Taustamateriaalin lämpötilajärjestelmä
pinta ja aktiivinen kerros
Maa lämpenee nopeasti ja
jäähtyy.
Vesi lämpenee hitaasti ja hitaasti
jäähtyy
(veden ominaislämpökapasiteetti sisään
3-4 kertaa enemmän maata)
Kasvillisuus vähentää amplitudia
vuorokauden lämpötilan vaihtelut
maan pintaan.
Lumipeite suojaa maaperää
voimakas lämpöhäviö (talvella maaperä
jäätyy vähemmän)

16.

avainrooli luomisessa
troposfäärin lämpötilajärjestelmä
lämmönvaihto pelaa
ilmaa maan pinnan kanssa
johtumisen avulla

17. Ilmakehän lämmönsiirtoon vaikuttavat prosessit

Lämmönsiirtoon vaikuttavat prosessit
tunnelmaa
1). Turbulenssi
(sekoitus
ilmaa ja sekava
kaoottinen liike).
2).Lämpö
konvektio
(lentoliikenne pystysuoraan
suunta, joka tapahtuu, kun
alla olevan kerroksen lämmitys)

18. Muutokset ilman lämpötilassa

Muutokset ilman lämpötilassa
1).
Jaksottainen
2). Ei-jaksollinen
Ei-jaksolliset muutokset
ilman lämpötila
Liittyy ilmamassojen advektioon
muilta maan osilta
Tällaiset muutokset ovat yleisiä ja merkittäviä
lauhkeat leveysasteet,
ne liittyvät sykloniin
toimintaa, pieninä
asteikot - paikallisilla tuulilla.

19. Ilman lämpötilan säännölliset muutokset

Päivittäiset ja vuosittaiset lämpötilan muutokset ovat
jaksollinen luonne.
Päivittäiset muutokset
Ilman lämpötila muuttuu
päivittäinen kurssi lämpötilan mukaan
maan pinnalle, josta
ilma lämmitetään

20. Päivittäinen lämpötilan vaihtelu

Päivittäinen lämpötilan vaihtelu
Monivuotiset vuorokausikäyrät
lämpötilat ovat tasaisia,
samanlainen kuin sinusoidit.
Klimatologiassa sitä pidetään
ilman lämpötilan vuorokausivaihtelu,
useiden vuosien keskiarvo.

21. maanpinnalla (1) ja ilmassa 2 metrin korkeudessa (2). Moskova (MSU)

Keskimääräinen vuorokausilämpötilan vaihtelu pinnalla
maaperä (1) ja
ilmassa 2 metrin korkeudessa (2). Moskova (MSU)

22. Keskimääräinen päivittäinen lämpötilan vaihtelu

Keskimääräinen päivälämpötilan vaihtelu
Maan pinnan lämpötila vaihtelee vuorokaudessa.
Sen minimiarvo havaitaan noin puolen tunnin kuluttua
auringonnousu.
Tähän mennessä maaperän pinnan säteilytasapaino
tulee yhtä suureksi kuin nolla - lämmönsiirto yläkerroksesta
maaperän tehokas säteily on tasapainossa
lisääntynyt kokonaissäteilyn sisäänvirtaus.
Säteilemätön lämmönvaihto on tällä hetkellä merkityksetöntä.

23. Keskimääräinen päivittäinen lämpötilan vaihtelu

Keskimääräinen päivälämpötilan vaihtelu
Maan pinnan lämpötila nousee 13-14 tuntiin,
kun se saavuttaa maksiminsa päivittäisellä kurssilla.
Sen jälkeen lämpötila alkaa laskea.
Säteilytase iltapäivällä kuitenkin
pysyy positiivisena; mutta
päivän aikana lämmön siirtyminen maan yläkerroksesta
ilmapiiri ei tapahdu pelkästään tehokkaan
säteily, mutta myös lisääntynyt lämmönjohtavuus, ja
myös lisääntyneen veden haihtumisen kanssa.
Myös lämmön siirtyminen maan syvyyteen jatkuu.
Siksi lämpötila maaperän pinnalla ja laskee
klo 13-14:stä aamun alimmalle tasolle.

24.

25. Maan pinnan lämpötila

Maanpinnan maksimilämpötilat ovat yleensä korkeammat
kuin ilmassa meteorologisen kopin korkeudella. Tämä on selvä:
päivän aikana auringon säteily ensisijaisesti lämmittää maaperää, ja jo
se lämmittää ilmaa.
Moskovan alueella kesällä paljaan maaperän pinnalla
lämpötilat ovat jopa + 55 ° ja aavikoissa jopa + 80 °.
Yölämpötilaminimit sitä vastoin esiintyvät klo
maan pinta on matalampi kuin ilmassa,
koska ensinnäkin maaperä jäähdytetään tehokkaalla
säteilyä, ja jo siitä ilma jäähtyy.
Talvella Moskovan alueella yölämpötilat pinnalla (tällä hetkellä
lumen peitossa) voi pudota alle -50 °, kesällä (paitsi heinäkuussa) - nollaan. Käytössä
lumen pinta Etelämantereen sisäosissa, jopa keskimäärin
Kuukausilämpötila kesäkuussa on noin -70°, ja joissain tapauksissa voikin
putoaa -90 asteeseen.

26. Päivittäinen lämpötila-alue

Päivittäinen lämpötila-alue
Tämä on ero maksimiarvon välillä
ja päivittäinen vähimmäislämpötila.
Päivittäinen lämpötila-alue
ilmanvaihdot:
vuodenaikojen mukaan,
leveysasteen mukaan
luonteesta riippuen
alla oleva pinta,
maastosta riippuen.

27. Muutokset päivittäisen lämpötilan amplitudissa (Asut)

Muutokset

1. Talvella Asut on vähemmän kuin kesällä
2. Leveysasteen kasvaessa A päivä. vähenevä:
leveysasteella 20 - 30°
maalla A päivää = 12 ° С
leveysasteella 60° päivässä. = 6 °C
3. Avoimet tilat
niille on ominaista suurempi A-päivä. :
keskikokoisille aroille ja aavikolle
Asut \u003d 15-20 ° С (jopa 30 ° С),

28. Muutokset päivittäisen lämpötilan amplitudissa (Asut)

Muutokset
päivittäisen lämpötilan amplitudi (Asut)
4. Vesialtaiden läheisyys
vähentää päivää.
5. Kuperilla maamuodoilla
(vuorten huiput ja rinteet) Päivä. pienempi,
kuin tasangolla
6. Koverissa maamuodoissa
(ukalot, laaksot, rotkot jne. Ja lisää päiviä.

29. Maaperän peitteen vaikutus maan pintalämpötilaan

Kasvipeite vähentää maaperän jäähtymistä yöllä.
Yösäteilyä esiintyy pääasiassa
itse kasvillisuuden pinta, joka on eniten
viileä.
Kasvillisuuden alla oleva maaperä säilyttää korkeamman
lämpötila.
Päivän aikana kasvillisuus kuitenkin estää säteilyä
lämmittää maaperää.
Päivittäinen lämpötila-alue kasvillisuuden alla,
täten alentunut ja vuorokauden keskilämpötila
laskettu alas.
Joten kasvipeite yleensä jäähdyttää maaperää.
Leningradin alueella pellon alla oleva maanpinta
sato voi olla päiväsaikaan 15° kylmempää kuin
kesantomaata. Keskimäärin päivällä on kylmempää
paljas maaperä 6°, ja jopa 5-10 cm syvyydessä jää jäljelle
ero 3-4°.

30. Maaperän peitteen vaikutus maan pintalämpötilaan

Lumipeite suojaa maaperää talvella liialliselta lämpöhäviöltä.
Säteily tulee itse lumipeitteen pinnalta ja sen alla olevasta maaperästä
pysyy lämpimämpänä kuin paljas maa. Samaan aikaan päivittäinen amplitudi
Maan pinnan lämpötila lumen alla laskee jyrkästi.
Venäjän eurooppalaisen alueen keskivyöhykkeellä, jossa on korkea lumipeite
40-50 cm, sen alla olevan maaperän pinnan lämpötila on 6-7 ° korkeampi kuin
paljaan maaperän lämpötila ja 10° korkeampi kuin päällä oleva lämpötila
itse lumipeitteen pinta.
Talvimaaperän jäätyminen lumen alla saavuttaa noin 40 cm syvyydet ja ilman
lumi voi ulottua yli 100 cm:n syvyyteen.
Joten kasvipeite kesällä alentaa lämpötilaa maan pinnalla ja
lumipeite talvella päinvastoin lisää sitä.
Kasvipeitteen kesällä ja lumipeitteen yhteisvaikutus talvella vähenee
vuotuinen lämpötilan amplitudi maaperän pinnalla; tämä vähennys on
noin 10° paljaaseen maahan verrattuna.

31. Lämmön jakautuminen syvälle maaperään

Mitä suurempi maaperän tiheys ja kosteuspitoisuus on, sitä
mitä paremmin se johtaa lämpöä, sitä nopeammin
levitä syvemmälle ja syvemmälle
lämpötilan vaihtelut tunkeutuvat.
Maaperän tyypistä riippumatta värähtelyjakso
lämpötila ei muutu syvyyden mukaan.
Tämä tarkoittaa, että ei vain pinnalla, vaan myös päällä
syvyys pysyy päivittäisenä kurssina 24 jaksolla
tuntia kahden peräkkäisen välillä
ylä- tai alamäet
ja vuotuinen 12 kuukauden kurssi.

32. Lämmön jakautuminen syvälle maaperään

Värähtelyamplitudit pienenevät syvyyden myötä.
Aritmeettisen etenemisen syvyys kasvaa
johtaa asteittaiseen amplitudin laskuun
geometrinen.
Joten, jos pinnalla päivittäinen amplitudi on 30°, ja
20 cm 5 ° syvyydessä, sitten 40 cm syvyydessä se on kapeampi
alle 1°.
Jossain suhteellisen matalassa syvyydessä päivittäin
amplitudi pienenee niin paljon, että siitä tulee
käytännössä nolla.
Tällä syvyydellä (noin 70-100 cm, eri tapauksissa
eri) alkaa kerros jatkuvaa päivittäin
lämpötila.

33. Päivittäinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksillä 1-80 cm Pavlovsk, toukokuu.

34. Vuotuiset lämpötilanvaihtelut

Vuotuisten lämpötilanvaihteluiden amplitudi laskee alkaen
syvyys.
Vuosittaiset vaihtelut ulottuvat kuitenkin suurempiin
syvyys, mikä on aivan ymmärrettävää: niiden leviämisen vuoksi
on enemmän aikaa.
Vuosittaisten vaihteluiden amplitudit pienenevät lähes
nolla noin 30 metrin syvyydessä polaarisilla leveysasteilla,
noin 15-20 m keskileveysasteilla,
noin 10 m tropiikissa
(missä ja maan pinnalla vuotuiset amplitudit ovat pienempiä,
kuin keskileveysasteilla).
Näistä syvyyksistä alkaa jatkuva vuotuinen kerros
lämpötila.

35.

Maksimi- ja minimilämpötilan ajoitus
sekä päivittäisessä että vuotuisessa kurssissa ne jäävät syvyydestä jäljessä
suhteessa häneen.
Tämä on ymmärrettävää, sillä kestää kauan ennen kuin lämpö leviää
syvyys.
Päivittäiset äärimmäisyydet jokaista 10 senttimetriä kohti viivästyvät
2,5-3,5 tuntia.
Tämä tarkoittaa, että esimerkiksi 50 cm:n syvyydessä päivittäinen maksimi
nähty puolenyön jälkeen.
Vuotuiset huippu- ja alamäet ovat 20-30 päivää myöhässä
joka metri syvyys.
Joten Kaliningradissa 5 metrin syvyydessä vähimmäislämpötila
ei havaittu tammikuussa, kuten maan pinnalla, vaan toukokuussa,
enintään - ei heinäkuussa, vaan lokakuussa

36. Vuotuinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksillä 3-753 cm Kaliningradissa.

37. Lämpötilan jakautuminen maaperässä pystysuunnassa eri vuodenaikoina

Kesällä lämpötila laskee maan pinnasta syvyyteen.
Kasvaa talvella.
Keväällä se ensin kasvaa ja sitten laskee.
Syksyllä se ensin pienenee ja sitten kasvaa.
Maaperän lämpötilan muutokset syvyydellä päivän tai vuoden aikana voidaan esittää
käyttämällä isopleth-kaaviota.
X-akseli edustaa aikaa tunteina tai kuukausina vuodesta.
Y-akseli on syvyys maaperässä.
Jokainen kaavion piste vastaa tiettyä aikaa ja tiettyä syvyyttä. Käytössä
kaavio kuvaa keskilämpötilat eri syvyyksissä eri tunteina tai
kuukaudet.
Kun olet piirtänyt isoliinit, jotka yhdistävät pisteitä, joilla on sama lämpötila,
esimerkiksi joka aste tai joka 2 astetta, saamme perheen
lämpöisopletti.
Tämän kaavion mukaan voit määrittää lämpötila-arvon mille tahansa vuorokauden hetkelle.
tai vuoden päivä ja mikä tahansa kaavion syvyys.

38. Tbilisin maaperän vuotuisen lämpötilan vaihtelun isopletit

Maaperän vuotuisen lämpötilan vaihtelun isosolut
Tbilisi

39. Päivittäinen ja vuotuinen lämpötilan kulku altaiden pinnalla ja veden ylemmissä kerroksissa

Lämmitys ja jäähdytys leviävät vesistöissä yli
paksumpi kerros kuin maaperässä, ja lisäksi sillä on suurempi
lämpökapasiteetti kuin maaperä.
Tämän vedenpinnan lämpötilan muutoksen seurauksena
hyvin pieni.
Niiden amplitudi on asteen kymmenesosien luokkaa: noin 0,1-
0,2° lauhkeilla leveysasteilla,
noin 0,5° tropiikissa.
Neuvostoliiton eteläisillä merillä päivittäinen lämpötilan amplitudi on suurempi:
1-2°;
suurten järvien pinnalla lauhkeilla leveysasteilla vielä enemmän:
2-5°.
Valtameren pintaveden lämpötilan vuorokausivaihtelut
on enintään noin 15-16 tuntia ja vähintään 2-3 tunnin kuluttua
auringonnousun jälkeen.

Kuva 40. Päivittäinen lämpötilan vaihtelu merenpinnalla (kiinteä käyrä) ja 6 metrin korkeudessa ilmassa (katkoviivakäyrä) trooppisessa

atlantin

41. Päivittäinen ja vuotuinen lämpötilan kulku altaiden pinnalla ja veden ylemmissä kerroksissa

Pintalämpötilan vaihteluiden vuotuinen amplitudi
valtameri paljon enemmän kuin päivittäin.
Mutta se on pienempi kuin vuotuinen amplitudi maan pinnalla.
Tropiikassa se on noin 2-3 °, alle 40 ° N. sh. noin 10° ja 40° S.
sh. noin 5°.
Sisämerillä ja syvillä järvillä,
merkittävästi suuret vuotuiset amplitudit - jopa 20 ° tai enemmän.
Sekä päivittäiset että vuosittaiset vaihtelut leviävät vedessä
(myös tietysti myöhässä) suurempiin syvyyksiin kuin maaperässä.
Meressä esiintyy päivittäisiä vaihteluita 15 asteen syvyydessä
20 m ja enemmän, ja vuosittain - jopa 150-400 m.

42. Ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu lähellä maan pintaa

Ilman lämpötila vaihtelee päivittäin
seuraamaan maan pinnan lämpötilaa.
Koska ilmaa lämmittää ja jäähdyttää
maan pinta, vuorokausivaihtelun amplitudi
lämpötila sääosastolla on alhaisempi,
kuin maan pinnalla, keskimäärin noin
kolmanneksella.

43. Ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu lähellä maan pintaa

Ilman lämpötilan nousu alkaa lämpötilan noususta
maaperän lämpötila (15 minuuttia myöhemmin) aamulla,
auringonnousun jälkeen. 13-14 tunnin kohdalla maaperän lämpötila,
alkaa pudota.
14-15 tunnin kohdalla se tasoittuu ilman lämpötilan kanssa;
Tästä eteenpäin lämpötilan laskun myötä
maaperä alkaa laskea ja ilman lämpötila.
Näin ollen lämpötilan minimi päivittäinen aikana
ilma maan pinnalla laskeutuu ajoissa
pian auringonnousun jälkeen,
ja enintään 14-15 tuntia.

44. Ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu lähellä maan pintaa

Ilman lämpötilan päivittäinen kulku on varsin oikea
ilmenee vain vakaalla kirkkaalla säällä.
Se näyttää vielä loogisemmalta keskimäärin isosta
havaintojen määrä: pitkän aikavälin vuorokausikäyrät
lämpötila - sileät käyrät, samanlaiset kuin sinusoidit.
Mutta joinakin päivinä ilman lämpötilan vuorokausivaihtelu voi
olla kovin väärässä.
Se riippuu pilvisyyden muutoksista, jotka muuttavat säteilyä
Maan pinnan olosuhteista sekä advektiosta, ts
erilämpöisten ilmamassojen sisäänvirtaus.
Näiden syiden seurauksena lämpötilan minimi voi muuttua
jopa päiväsaikaan ja enintään yöllä.
Lämpötilan vuorokausivaihtelu voi kadota kokonaan tai käyrä
vuorokausimuutos saa monimutkaisen ja epäsäännöllisen muodon.

45. Ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu lähellä maan pintaa

Säännöllinen vuorokausikurssi on päällekkäinen tai peitetty
epäsäännölliset lämpötilan muutokset.
Esimerkiksi Helsingissä tammikuussa 24 %
todennäköisyys, että vuorokauden lämpötila on maksimi
olla keskiyön ja yhden välillä aamulla, ja
vain 13% mahdollisuus, että se putoaa
aikaväli 12-14 tuntia.
Jopa tropiikissa, joissa ei-jaksolliset lämpötilan muutokset ovat heikompia kuin lauhkeilla leveysasteilla, maksimi
lämpötilat ovat iltapäivällä
vain 50 %:ssa tapauksista.

46. ​​Ilman lämpötilan päivittäinen vaihtelu lähellä maan pintaa

Klimatologiassa otetaan yleensä huomioon vuorokausivaihtelu
ilman keskilämpötila pitkän ajanjakson aikana.
Tällaisella keskimääräisellä päivittäisellä kurssilla ei-jaksolliset muutokset
lämpötilat, jotka putoavat enemmän tai vähemmän tasaisesti
kaikki vuorokauden tunnit kumoavat toisensa.
Tämän seurauksena pitkän aikavälin vuorokausivaihtelukäyrällä on
yksinkertainen merkki, joka on lähellä sinimuotoista.
Harkitse esimerkiksi ilman lämpötilan päivittäistä vaihtelua
Moskova tammi- ja heinäkuussa monivuotisesti laskettuna
tiedot.
Pitkän ajan keskilämpötila laskettiin jokaiselle tunnille
Tammi- tai heinäkuun päivinä ja sitten saadun keskiarvon mukaan
tuntiarvoista muodostettiin pitkän aikavälin käyrät
päivittäinen kurssi tammi- ja heinäkuussa.

47. Päivittäinen ilman lämpötila Moskovassa tammi- ja heinäkuussa. Luvut osoittavat tammikuun ja heinäkuun kuukausittaiset keskilämpötilat.

48. Päivittäiset muutokset ilman lämpötilan amplitudissa

Ilman lämpötilan päivittäinen amplitudi vaihtelee vuodenajan mukaan,
leveysaste sekä maaperän luonteesta ja
maastossa.
Talvella se on pienempi kuin kesällä, samoin kuin amplitudi
taustalla oleva pintalämpötila.
Leveysasteen kasvaessa päivittäisen lämpötilan amplitudi
ilma laskee, kun auringon keskipäivän korkeus laskee
horisontin yli.
Alle leveysasteilla 20-30 ° maalla, vuosittainen keskiarvo päivittäin
lämpötilan amplitudi noin 12°,
leveysasteen 60° alle noin 6°,
leveysasteella 70° vain 3°.
Korkeimmilla leveysasteilla, joilla aurinko ei nouse tai
tulee monta päivää peräkkäin, säännöllinen päivittäinen kurssi
ei lämpötilaa ollenkaan.

49. Vaikutus maaperän luonteeseen ja maapeitteeseen

Mitä suurempi on itse vuorokausilämpötila-alue
maaperän pinta, sitä suurempi päivittäinen amplitudi
ilman lämpötila sen yläpuolella.
Aroilla ja aavikoilla keskimääräinen päivittäinen amplitudi
saavuttaa 15-20°, joskus 30°.
Se on pienempi runsaan kasvillisuuden yläpuolella.
Myös vesilähteiden läheisyys vaikuttaa vuorokauden amplitudiin.
altaat: rannikkoalueilla se on matalampi.

50. Helpotusvaikutus

Kuperilla pinnanmuodoilla (huipuilla ja edelleen
vuorten ja kukkuloiden rinteet) päivittäinen lämpötila-alue
ilma vähenee tasaiseen maastoon verrattuna.
Koverissa pintamuodoissa (laaksoissa, rotkoissa ja onteloissa)
lisääntynyt.
Syynä on kuperilla maamuodoilla
ilman kosketusalue on pienempi
alla olevaan pintaan ja poistetaan siitä nopeasti ja vaihdetaan
uusia ilmamassoja.
Koverissa maamuodoissa ilma lämpenee voimakkaammin alkaen
pintaan ja pysähtyy enemmän päivällä ja yöllä
jäähtyy voimakkaammin ja virtaa alas rinteitä. Mutta kapealla
rotkoja, joissa sekä säteilyvirtaus että tehokas säteily
vuorokauden amplitudit ovat pienempiä kuin leveissä
laaksot

51. Merien ja valtamerten vaikutus

Pienet vuorokausilämpötilan amplitudit pinnalla
merillä on myös pienet vuorokausiamplitudit
ilman lämpötila meren yläpuolella.
Nämä jälkimmäiset ovat kuitenkin edelleen päivittäisiä korkeampia
amplitudit itse merenpinnalla.
Vuorokauden amplitudit avoimen valtameren pinnalla
mitataan vain asteen kymmenesosina;
mutta alemmassa ilmakerroksessa valtameren yläpuolella ne saavuttavat 1 -
1,5°),
ja enemmän sisämerillä.
Ilman lämpötila-amplitudit lisääntyvät, koska
niihin vaikuttaa ilmamassojen advektio.
Myös suoralla imeytymisellä on merkitystä.
alempien ilmakerrosten auringonsäteilyä päivän aikana ja
niistä tuleva säteily yöllä.

52. Päivittäisen lämpötilan amplitudin muutos korkeuden mukaan

Päivittäiset lämpötilanvaihtelut ilmakehässä ulottuvat mm
voimakkaampi kerros kuin valtameren vuorokausivaihtelut.
300 metrin korkeudessa maanpinnan yläpuolella, päivittäisen lämpötilan vaihtelun amplitudi
noin 50 % maanpinnan amplitudista ja ääriarvoista
lämpötila tulee 1,5-2 tuntia myöhemmin.
1 km:n korkeudessa vuorokauden lämpötila-alue maan päällä on 1-2 astetta,
2-5 km korkeudessa 0,5-1 °, ja päiväsaikaan maksimi siirtyy
ilta.
Meren yllä vuorokauden lämpötilan amplitudi nousee hieman
korkea alemmilla kilometreillä, mutta on silti pieni.
Pienet vuorokauden lämpötilan vaihtelut havaitaan jopa
ylemmässä troposfäärissä ja alemmassa stratosfäärissä.
Mutta siellä ne ovat jo määrittäneet absorptio- ja päästöprosessit
ilman, ei maan pinnan vaikutusten, aiheuttamaa säteilyä.

53. Maaston vaikutus

Vuoristossa, jossa alla olevan pinnan vaikutus on suurempi kuin päällä
vastaavat korkeudet vapaassa ilmapiirissä, päivittäin
amplitudi laskee korkeuden mukana hitaammin.
Yksittäisillä vuorenhuipuilla, vähintään 3000 metrin korkeudessa,
päiväamplitudi voi silti olla 3-4°.
Korkeilla, laajoilla tasangoilla, vuorokausilämpötila-alue
ilmaa samaa luokkaa kuin alamaalla: absorboitunut säteily
ja tehollinen säteily on suuri täällä, kuten myös pinta
ilman kosketus maaperän kanssa.
Ilman lämpötilan vuorokausivaihtelu Murghab-asemalla klo
Pamirissa vuotuinen keskilämpötila on 15,5°, kun taas Taškentissa 12°.

54.

55. Maan pinnan säteily

Pintakerrokset maaperää ja vettä, luminen
peitto ja kasvillisuus säteilevät itseään
pitkän aallon säteily; tämä maallinen
säteilyä kutsutaan usein luontaiseksi
säteilyä maan pinnalta.

56. Maan pinnan säteily

Maan pinnan absoluuttiset lämpötilat
ovat 180-350°.
Näissä lämpötiloissa säteilevä säteily
käytännössä sijaitsee sisällä
4-120 mikronia,
ja sen energian maksimi osuu aallonpituuksille
10-15 mikronia.
Siksi kaikki tämä säteily
infrapuna, silmälle näkymätön.

57.

58. Ilmakehän säteily

Ilmakehä lämpenee absorboimalla molempia auringon säteilyä
(vaikkakin suhteellisen pienessä osassa, noin 15 % sen kokonaismäärästä
Maahan tuleva määrä) ja omansa
säteilyä maan pinnalta.
Lisäksi se vastaanottaa lämpöä maan pinnalta.
lämpöä johtamalla sekä haihduttamalla ja
myöhempää vesihöyryn tiivistymistä.
Lämmitettynä ilmakehä säteilee itseään.
Aivan kuten maan pinta, se säteilee näkymätöntä
infrapunasäteilyä samalla alueella
aallonpituuksilla.

59. Vastasäteily

Suurin osa (70 %) ilmakehän säteilystä on peräisin
maan pintaan, loput menee maailmaan
tilaa.
Maan pintaan saavuttavaa ilmakehän säteilyä kutsutaan vastasäteilyksi.
Vastaantuleva, koska se on suunnattu
maan pinnan itsesäteily.
Maan pinta absorboi tätä vastasäteilyä
lähes kokonaan (90-99 %). Näin se on
Maan pinnalle tärkeä lämmönlähde
absorboituneen auringon säteilyn lisäksi.

60. Vastasäteily

Vastasäteily lisääntyy pilvisyyden lisääntyessä,
koska pilvet säteilevät voimakkaasti.
Lauhkeiden leveysasteiden tasaisilla asemilla keskiarvo
vastasäteilyn intensiteetti (jokaiselle
neliösenttimetri vaakasuoraa maata
pinta per minuutti)
noin 0,3-0,4 kcal,
vuoristoasemilla - noin 0,1-0,2 cal.
Tämä on vastasäteilyn laskua korkeuden myötä
vesihöyrypitoisuuden vähenemisen vuoksi.
Suurin vastasäteily on päiväntasaajalla, missä
ilmakehä on kuumin ja vesihöyryrikkain.
Päiväntasaajan lähellä keskimäärin 0,5-0,6 cal/cm2 min,
Polaarisilla leveysasteilla jopa 0,3 cal/cm2 min.

61. Vastasäteily

Pääaine ilmakehässä, joka imeytyy
maanpäällisen säteilyn ja vastaantulevan säteilyn lähettäminen
säteily, on vesihöyryä.
Se absorboi infrapunasäteilyä laajasti
spektrialue - 4,5 - 80 mikronia, lukuun ottamatta
väli 8,5 ja 11 mikronia.
Keskimääräinen vesihöyrypitoisuus ilmakehässä
säteily, jonka aallonpituus on 5,5-7,0 mikronia tai enemmän
imeytyy lähes kokonaan.
Vain alueella 8,5-11 mikronia maanpäällistä säteilyä
kulkee ilmakehän läpi avaruuteen.

62.

63.

64. Tehokas säteily

Vastasäteily on aina jonkin verran pienempi kuin maanpäällinen.
Yöllä, kun auringon säteilyä ei ole, maan pinta tulee
vain vastasäteilyä.
Maan pinta menettää lämpöä positiivisen eron vuoksi
omaa ja vastasäteilyä.
Maan oman säteilyn ero
ilmakehän pinta- ja vastasäteily
kutsutaan tehokkaaksi säteilyksi

65. Tehokas säteily

Tehokas säteily on
säteilyenergian nettohäviö ja
tästä syystä maan pinnalta tuleva lämpö
yöllä

66. Tehokas säteily

Pilvyyden lisääntyessä lisääntyy
vastasäteily, tehokas säteily
vähenee.
Pilvisellä säällä tehokas säteily
paljon vähemmän kuin kirkkaassa;
Pilvisellä säällä vähemmän ja yöllä
maan pinnan jäähdytys.

67. Tehokas säteily

Tehokas säteily tietysti
löytyy myös päiväsaikaan.
Mutta päivän aikana se menee päällekkäin tai osittain
kompensoi absorboitunut aurinko
säteilyä. Siksi maan pinta
päivällä lämpimämpää kuin yöllä, minkä seurauksena
muun muassa tehokkaan säteilyn
enemmän päivän aikana.

68. Tehokas säteily

Absorboi maan säteilyä ja lähettää vastaan ​​tulevaa
säteily maan pinnalle, ilmakehään
useimmat vähentävät jälkimmäisen jäähdytystä
yöaikaan.
Päivän aikana se ei juurikaan estä maapallon lämpenemistä.
pinta auringon säteilyn vaikutuksesta.
Tämä on ilmakehän vaikutus maan lämpöjärjestelmään
pintaa kutsutaan kasvihuoneilmiöksi.
johtuen ulkoisesta analogiasta lasien toiminnan kanssa
kasvihuoneet.

69. Tehokas säteily

Yleensä maan pinta keskitasolla
leveysaste menettää tehokkaan
säteilyä noin puolet siitä
kuinka paljon lämpöä hän saa
absorboituneelta säteilyltä.

70. Maan pinnan säteilytase

Ero absorboituneen säteilyn ja maan pinnan säteilytasapainon välillä Lumipeitteen läsnä ollessa säteilytase
menee positiivisiin arvoihin vain korkeudessa
aurinko on noin 20-25 °, koska suuri lumi albedo
sen kokonaissäteilyn absorptio on pieni.
Päivän aikana säteilytasapaino kasvaa korkeuden kasvaessa.
aurinkoa ja vähenee sen vähentyessä.
Yöllä, kun ei ole täydellistä säteilyä,
negatiivinen säteilytase on
tehokasta säteilyä
ja siksi muuttuu vähän yön aikana, ellei
pilviolosuhteet pysyvät samoina.

76. Maan pinnan säteilytase

Keskipäivän arvot
Moskovan säteilytase:
kesällä kirkkaalla taivaalla - 0,51 kW / m2,
talvella kirkkaalla taivaalla - 0,03 kW / m2
kesällä keskimääräisissä olosuhteissa
pilvisyys - 0,3 kW / m2,
talvella keskimääräisissä olosuhteissa
pilvisyys on noin 0 kW/m2.

77.

78.

79. Maan pinnan säteilytase

Säteilytasapaino määritetään tasapainomittarilla.
Siinä on yksi mustattu vastaanottolevy
osoittaa ylöspäin taivasta kohti
ja toinen - alas maan pintaan.
Levyjen lämmityksen ero sallii
määrittää säteilytasapainon arvon.
Yöllä se on yhtä suuri kuin tehollisen arvo
säteilyä.

80. Säteily maailmanavaruuteen

Suurin osa säteilystä maan pinnalta
imeytyy ilmakehään.
Vain aallonpituusalueella 8,5-11 mikronia kulkee läpi
tunnelmaa maailmanavaruudessa.
Tämä lähtevä määrä on vain 10 prosenttia
auringon säteilyn virtaus ilmakehän rajalle.
Mutta lisäksi itse ilmapiiri säteilee maailmaan
tilaa noin 55 % tulevasta energiasta
auringonsäteily,
eli useita kertoja suurempi kuin maan pinta.

81. Säteily maailmanavaruuteen

Ilmakehän alemmista kerroksista tuleva säteily imeytyy sisään
sen päällä olevat kerrokset.
Mutta kun siirryt pois maan pinnasta, sisältö
vesihöyry, säteilyn tärkein absorboija,
vähenee ja tarvitaan yhä paksumpaa ilmakerrosta,
absorboimaan sieltä tulevaa säteilyä
alla olevat kerrokset.
Alkaen jostain vesihöyryn korkeudesta yleensä
ei riitä absorboimaan kaikkea säteilyä,
tulee alhaalta ja näistä ylemmistä kerroksista osa
ilmakehän säteilyä tulee maailmaan
tilaa.
Laskelmat osoittavat, että voimakkaimmin säteilevät sisään
Ilmakehän avaruuskerrokset sijaitsevat 6-10 kilometrin korkeudessa.

82. Säteily maailmanavaruuteen

Maan pinnan pitkäaaltosäteily ja
avaruuteen menevää ilmakehää kutsutaan
lähtevä säteily.
Se on noin 65 yksikköä, jos otetaan 100 yksikköä
auringon säteilyn virtaus ilmakehään. Yhdessä
heijastunut ja hajallaan oleva lyhytaaltoinen aurinko
säteily, joka karkaa ilmakehästä
määrä noin 35 yksikköä (Maan planeetan albedo),
tämä lähtevä säteily kompensoi auringon sisääntuloa
säteilyä maahan.
Siten maapallo häviää ilmakehän kanssa
niin paljon säteilyä kuin se vastaanottaa, ts.
on säteilytilassa (säteily)
saldo.

83. Säteilytasapaino

Qincoming = Qoutput
Qincoming \u003d I * S projektiot * (1-A)
σ
1/4
T =
Q virtaus = S maa * * T4
T=
0
252K

84. Fysikaaliset vakiot

I - Aurinkovakio - 1378 W/m2
R(Earth) - 6367 km.
A - Maan keskimääräinen albedo - 0,33.
Σ - Stefan-Boltzmannin vakio -5,67 * 10 -8
W/m2K4

transkriptio

1 ILMAN JA MAAN PINNAN LÄMPÖJÄRJESTELMÄ

2 Maan pinnan lämpötase Ilmakehän kokonaissäteily ja vastasäteily tulevat maan pinnalle. Ne imeytyvät pintaan, eli ne lämmittävät maaperän ja veden ylempiä kerroksia. Samalla maan pinta itse säteilee ja menettää lämpöä prosessissa.

3 Maan pinta (aktiivinen pinta, alla oleva pinta) eli maaperän tai veden pinta (kasvillisuus, lumi, jääpeite) vastaanottaa ja menettää jatkuvasti lämpöä eri tavoin. Maan pinnan kautta lämpö siirtyy ylös ilmakehään ja alas maaperään tai veteen. Millä tahansa ajanjaksolla maan pinnalta kulkee ylös ja alas sama määrä lämpöä kuin se saa ylhäältä ja alhaalta tänä aikana. Jos asia olisi toisin, energian säilymislaki ei täyttyisi: olisi oletettava, että energiaa syntyy tai katoaa maan pinnalta. Kaikkien maan pinnalla olevien lämmön tulojen ja lähdön algebrallisen summan tulee olla nolla. Tämä ilmaistaan ​​maanpinnan lämpötasapainon yhtälöllä.

4 lämpötasapainoyhtälö Lämmöntasapainoyhtälön kirjoittamiseksi yhdistämme ensin absorboituneen säteilyn Q (1- A) ja tehollisen säteilyn Eef = Ez - Ea säteilytaseeksi: B=S +D R + Ea Ez tai B= Q (1 - A) - Eef

5 Maan pinnan säteilytase - Tämä on absorboituneen säteilyn (kokonaissäteily miinus heijastunut) ja efektiivisen säteilyn (maanpinnan säteily miinus vastasäteily) ero B=S +D R + Ea Ez B=Q(1-A)- Eef 0 Siksi V= - Eeff

6 1) Lämmön saapuminen ilmasta tai sen vapautuminen ilmaan lämmönjohtavuudella, merkitsemme P 2) Samaa tuloa tai kulutusta lämmönvaihdossa syvemmällä maa- tai vesikerroksilla, kutsutaan nimellä A. 3) Häviö lämmöstä haihtumisen aikana tai sen saapuessa kondensaation aikana maan pinnalle, merkitsemme LE, jossa L on höyrystymislämpö ja E on haihtuminen/kondensaatio (vesimassa). Sitten maanpinnan lämpötasapainon yhtälö kirjoitetaan seuraavasti: B \u003d P + A + LE Lämmötaseyhtälö viittaa aktiivisen pinnan yksikköpinta-alaan. Kaikki sen jäsenet ovat energiavirtoja. mitat W/m2

Kuviossa 7 yhtälön tarkoitus on, että säteilytasapainoa maan pinnalla tasapainottaa ei-säteilyllinen lämmönsiirto. Yhtälö on voimassa minkä tahansa ajanjakson, mukaan lukien useita vuosia.

8 Maa-ilmakehän järjestelmän lämpötasapainon komponentteja Auringosta saatu Maan pinnasta vapautuva

9 Lämpötasapainovaihtoehdot Q Säteilytase LE Höyrystyslämpöhäviö H Turbulentti lämpövirta ilmakehästä (sisään) pohjapinnalta G -- Lämmönvirtaus maan syvyyteen

10 Saapuminen ja kulutus B=Q(1-A)-Eef B= P+A+LE Q(1-A)- Auringon säteilyvuo osittain heijastuneena tunkeutuu syvälle aktiiviseen kerrokseen eri syvyyksiin ja lämmittää sitä aina Tehokas säteily yleensä jäähdyttää pintaa Eeff Haihtuminen jäähdyttää aina myös pintaa LE Ilmakehään tuleva lämpövirta Р jäähdyttää pintaa päivällä, kun se on ilmaa lämpimämpää, mutta lämmittää sitä yöllä, kun ilmakehä on lämpimämpi kuin maan pinta. Lämmön virtaus maaperään A, poistaa ylimääräistä lämpöä päivällä (jäähdyttää pintaa), mutta tuo puuttuvan lämmön syvyydestä yöllä

11 Maan pinnan ja aktiivisen kerroksen vuotuinen keskilämpötila vaihtelee vähän vuodesta toiseen Päivittäin ja vuodesta toiseen aktiivisen kerroksen ja maan pinnan keskilämpötila vaihtelee vähän missä tahansa. Tämä tarkoittaa, että päivällä maaperän tai veden syvyyksiin pääsee lähes yhtä paljon lämpöä kuin yöllä. Mutta silti kesäpäivinä lämpö laskee hieman enemmän kuin tulee alhaalta. Siksi maaperän ja veden kerrokset ja niiden pinta lämpenevät päivä päivältä. Talvella tapahtuu päinvastainen prosessi. Nämä kausittaiset muutokset maaperän ja veden lämmöntuonnissa ja -tuotannossa ovat lähes tasapainossa vuoden aikana, ja maan pinnan ja aktiivisen kerroksen vuotuinen keskilämpötila vaihtelee vähän vuodesta toiseen.

12 Alla oleva pinta on maan pinta, joka on suoraan vuorovaikutuksessa ilmakehän kanssa.

13 Aktiivinen pinta Aktiivipinnan lämmönsiirron tyypit Tämä on maaperän, kasvillisuuden ja minkä tahansa muun maan ja valtameren pinnan (veden) pinta, joka imee ja luovuttaa lämpöä ja säätelee kehon itsensä lämpötilaa ja viereinen ilmakerros (pintakerros)

14 Maapallon aktiivisen kerroksen lämpöominaisuuksien parametrien likimääräiset arvot Aine Tiheys Kg / m 3 Lämpökapasiteetti J / (kg K) Lämmönjohtavuus W / (m K) ilma 1,02 vesi, 63 jää, 5 lunta , 11 puuta, 0 hiekkaa, 25 kiviä, 0

15 Kuinka maa lämpenee: lämmönjohtavuus on yksi lämmönsiirron tyypeistä

16 Lämmönjohtamismekanismi (lämmön siirtyminen syvälle kehoon) Lämmönjohtavuus on yksi lämmönsiirtotyypeistä kuumemmista kehon osista vähemmän kuumennettuihin, mikä johtaa lämpötilan tasaamiseen. Samalla kehossa siirtyy energiaa suuremman energian omaavista hiukkasista (molekyylit, atomit, elektronit) pienemmän energian omaaviin hiukkasiin virtaus q on verrannollinen grad T:hen, eli missä λ on lämmönjohtavuuskerroin tai yksinkertaisesti lämmönjohtavuus, ei riipu grad T:sta. λ riippuu aineen aggregaatiotilasta (katso taulukko), sen atomi- ja molekyylirakenteesta, lämpötilasta ja paineesta, koostumuksesta (seoksen tai liuoksen tapauksessa) jne. Lämpövirta maaperään Lämpötasapainoyhtälössä tämä on A G T c z

17 Lämmön siirtyminen maaperään noudattaa Fourier-lämmönjohtavuuden lakeja (1 ja 2) 1) Lämpötilan vaihtelujakso ei muutu syvyyden mukaan 2) Vaihtelun amplitudi pienenee eksponentiaalisesti syvyyden mukana

18 Lämmön leviäminen maaperään Mitä suurempi maaperän tiheys ja kosteus on, sitä paremmin se johtaa lämpöä, sitä nopeammin se leviää syvyyteen ja mitä syvemmälle lämpötilanvaihtelut tunkeutuvat. Mutta maaperän tyypistä riippumatta lämpötilan vaihtelujakso ei muutu syvyyden mukaan. Tämä tarkoittaa, että ei vain pinnalla, vaan myös syvyyksissä, jäljellä on päivittäinen kurssi, jonka kahden peräkkäisen maksimin tai minimin välissä on 24 tuntia, ja vuotuinen kurssi, jonka ajanjakso on 12 kuukautta.

19 Lämpötilan muodostuminen ylempään maakerrokseen (Mitä kampilämpömittarit osoittavat) Vaihtelun amplitudi pienenee eksponentiaalisesti. Tietyn syvyyden alapuolella (noin cm cm) lämpötila ei juurikaan muutu päivän aikana.

20 Maan pinnan lämpötilan vuorokausi- ja vuosivaihtelu Maan pinnan lämpötila vaihtelee päivittäin: Minimi havaitaan noin puoli tuntia auringonnousun jälkeen. Tähän mennessä maaperän pinnan säteilytase on nolla; tehokkaan säteilyn lämmönsiirtoa maaperän ylemmästä kerroksesta tasapainottaa lisääntynyt kokonaissäteilyn sisäänvirtaus. Säteilemätön lämmönvaihto on tällä hetkellä merkityksetöntä. Sitten maanpinnan lämpötila nousee jopa tunteja, jolloin se saavuttaa maksiminsa päivittäisessä kulmassa. Sen jälkeen lämpötila alkaa laskea. Iltapäivän säteilytase pysyy positiivisena; kuitenkin päiväsaikaan lämpöä vapautuu ylemmästä maakerroksesta ilmakehään tehokkaan säteilyn lisäksi myös lisääntyneen lämmönjohtavuuden sekä lisääntyneen veden haihtumisen kautta. Myös lämmön siirtyminen maan syvyyteen jatkuu. Siksi maanpinnan lämpötila laskee tunneista aamun matalimmille.

21 Päivittäinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksissä, vaihteluiden amplitudit pienenevät syvyyden myötä. Joten jos pinnalla päivittäinen amplitudi on 30 ja 20 cm syvyydessä - 5, niin 40 cm:n syvyydessä se on jo alle 1. Jossain suhteellisen matalassa syvyydessä päivittäinen amplitudi laskee nollaan. Tällä syvyydellä (noin cm) alkaa tasaisen päivittäisen lämpötilan kerros. Pavlovsk, toukokuu. Vuotuisten lämpötilanvaihteluiden amplitudi pienenee syvyyden myötä saman lain mukaan. Vuosittaiset vaihtelut leviävät kuitenkin syvemmälle, mikä on täysin ymmärrettävää: niiden leviämiseen on enemmän aikaa. Vuosittaisten vaihteluiden amplitudit laskevat nollaan polaarisilla leveysasteilla noin 30 m, keskileveysasteilla noin 10 m ja tropiikissa noin 10 m syvyydessä (jossa vuotuiset amplitudit ovat myös maanpinnalla pienemmät kuin maaperällä. keskimmäiset leveysasteet). Näistä syvyyksistä alkaa tasaisen vuotuisen lämpötilan kerros. Päiväkierto maaperässä vaimenee amplitudin syvyyden myötä ja viivästyy vaiheessa maaperän kosteudesta riippuen: maksimi tapahtuu illalla maalla ja yöllä vedessä (sama pätee minimiin aamulla ja iltapäivällä)

22 Fourier-lämmönjohtavuuslait (3) 3) Värähtelyn vaiheviive kasvaa lineaarisesti syvyyden mukaan. lämpötilamaksimin alkamisaika siirtyy suhteessa korkeampiin kerroksiin useita tunteja (iltaan ja jopa yön suuntaan)

23 Neljäs Fourier-sääntö Vakiopäivä- ja vuosilämpötilan kerrosten syvyydet liittyvät toisiinsa värähtelyjaksojen neliöjuurina, eli 1:365. Tämä tarkoittaa, että syvyys, jossa vuotuiset värähtelyt vaimenevat, on 19 kertaa suurempi kuin syvyys, jossa vuorokausivaihtelut vaimentuvat. Ja tämä laki, kuten muut Fourierin lait, on varsin hyvin vahvistettu havainnoilla.

24 Lämpötilan muodostuminen maaperän koko aktiivisessa kerroksessa (Mitä poistoilmalämpömittarit osoittavat) 1. Lämpötilan vaihtelujakso ei muutu syvyyden mukaan 2. Tietyn syvyyden alapuolella lämpötila ei muutu vuoden aikana. 3. Vuotuisten vaihteluiden etenemissyvyydet ovat noin 19 kertaa suuremmat kuin päivittäiset vaihtelut

25 Lämpötilan vaihteluiden tunkeutuminen syvälle maaperään lämmönjohtavuusmallin mukaisesti

26 . Keskimääräinen vuorokausilämpötilan vaihtelu maanpinnalla (P) ja ilmassa 2 metrin korkeudessa (V). Pavlovsk, kesäkuu. Maanpinnan maksimilämpötilat ovat yleensä korkeammat kuin ilmassa sääkopin korkeudella. Tämä on ymmärrettävää: päivän aikana auringon säteily lämmittää ensisijaisesti maaperää ja ilma lämpenee siitä.

27 Maaperän lämpötilan vuotuinen kulku Maan pinnan lämpötila luonnollisesti myös muuttuu vuosittaisen kulun aikana. Trooppisilla leveysasteilla sen vuotuinen amplitudi eli ero vuoden lämpimimpien ja kylmimpien kuukausien pitkän aikavälin keskilämpötiloissa on pieni ja kasvaa leveysasteen mukaan. Pohjoisella pallonpuoliskolla leveysasteella 10 se on noin 3, leveysasteella 30 noin 10, leveysasteella 50 keskimäärin noin 25.

28 Maaperän lämpötilanvaihtelut vaimenevat amplitudin syvyyden ja vaiheen viiveen myötä, maksimi siirtyy syksyyn ja minimi kevääseen Vuotuiset maksimit ja minimit viivästyvät päivillä jokaista syvyysmetriä kohden. Vuotuinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksillä 3-753 cm Kaliningradissa. Trooppisilla leveysasteilla vuotuinen amplitudi eli ero vuoden lämpimimpien ja kylmimpien kuukausien pitkän aikavälin keskilämpötiloissa on pieni ja kasvaa leveysasteen mukaan. Pohjoisella pallonpuoliskolla leveysasteella 10 se on noin 3, leveysasteella 30 noin 10, leveysasteella 50 keskimäärin noin 25.

29 Lämpöisoplettimenetelmä Esittää visuaalisesti kaikki lämpötilan vaihtelun piirteet sekä ajallisesti että syvyydessä (yhdessä pisteessä) Esimerkki vuotuisesta vaihtelusta ja päivittäisestä vaihtelusta Tbilisin maaperän vuotuisen lämpötilan vaihtelun isopletit

30 Pintakerroksen ilman lämpötilan päivittäinen kulku Ilman lämpötila muuttuu vuorokaudessa maanpinnan lämpötilaa seuraten. Koska ilma lämpenee ja jäähdytetään maan pinnalta, on sääosastolla vuorokausilämpötilan vaihtelun amplitudi pienempi kuin maanpinnalla, keskimäärin noin kolmanneksen. Ilman lämpötilan nousu alkaa maaperän lämpötilan nousulla (15 minuuttia myöhemmin) aamulla, auringonnousun jälkeen. Tunneittain maaperän lämpötila, kuten tiedämme, alkaa laskea. Tunteissa se tasoittuu ilman lämpötilan kanssa; siitä lähtien, maaperän lämpötilan laskeessa edelleen, myös ilman lämpötila alkaa laskea. Näin ollen vuorokauden ilman lämpötilan alin maanpinnan lähellä laskeutuu hetkessä auringonnousun jälkeiseen aikaan ja maksimi tunteihin.

32 Erot maaperän ja vesistöjen lämpötiloissa Maaperän pintakerrosten ja vesistöjen yläkerrosten lämpö- ja lämpöominaisuuksissa on jyrkkiä eroja. Maaperässä lämpö jakautuu pystysuunnassa molekyylilämmön johtumisen avulla ja kevyesti liikkuvassa vedessä myös vesikerrosten turbulenttisella sekoituksella, mikä on paljon tehokkaampaa. Turbulenssi vesistöissä johtuu pääasiassa aalloista ja virtauksista. Mutta yöllä ja kylmänä vuodenaikana myös lämpökonvektio liittyy tällaiseen turbulenssiin: pinnalle jäähtynyt vesi vajoaa tiheyden lisääntyessä alas ja korvautuu alemmista kerroksista lämpimämmällä vedellä.

33 Vesistöjen lämpötilan piirteet, jotka liittyvät suuriin turbulenttisen lämmönsiirtokertoimiin Veden päivittäiset ja vuosittaiset vaihtelut tunkeutuvat paljon suurempiin syvyyksiin kuin maaperässä Lämpötila-amplitudit ovat paljon pienempiä ja lähes samat järvien ja merien UML:ssä. aktiivinen vesikerros on monta kertaa maaperässä

34 Päivittäiset ja vuosittaiset vaihtelut Tämän seurauksena päivittäinen veden lämpötilan vaihtelu ulottuu noin kymmenien metrien syvyyteen ja maaperässä alle metrin syvyyteen. Vuotuiset lämpötilanvaihtelut vedessä ulottuvat satojen metrien syvyyteen ja maaperässä vain m. Joten päivän ja kesän aikana veden pinnalle tuleva lämpö tunkeutuu huomattavan syvälle ja lämmittää suuren paksuuden vedestä. Ylemmän kerroksen ja itse veden pinnan lämpötila kohoaa vähän samanaikaisesti. Maaperässä tuleva lämpö jakautuu ohueen yläkerrokseen, joka siten kuumenee voimakkaasti. Lämmönvaihto syvempien kerrosten kanssa lämpötasapainoyhtälössä "A" vedelle on paljon suurempi kuin maaperälle, ja lämpövirta ilmakehään "P" (turbulenssi) on vastaavasti pienempi. Yöllä ja talvella vesi menettää lämpöä pintakerroksesta, mutta sen sijaan tulee alla olevista kerroksista kertynyttä lämpöä. Siksi lämpötila veden pinnalla laskee hitaasti. Maan pinnalla lämpötila laskee nopeasti lämmön vapautumisen aikana: ohueseen yläkerrokseen kertynyt lämpö poistuu siitä nopeasti ilman, että se uusiutuu alhaalta.

35 Saatiin karttoja ilmakehän ja alla olevan pinnan turbulenttisesta lämmönsiirrosta

36 Valtamerissä ja merissä haihtuminen vaikuttaa myös kerrosten sekoittumiseen ja siihen liittyvään lämmönsiirtoon. Merenpinnasta haihtumalla merkittävästi ylempi vesikerros muuttuu suolaisemmaksi ja tiheämmäksi, minkä seurauksena vesi vajoaa pinnasta syvyyksiin. Lisäksi säteily tunkeutuu syvemmälle veteen kuin maaperään. Lopuksi veden lämpökapasiteetti on suuri maaperään verrattuna ja sama määrä lämpöä lämmittää vesimassan alempaan lämpötilaan kuin sama massa maaperää. LÄMPÖKAPASITEETTI - Lämmön määrä, jonka keho imee lämmitettäessä 1 asteella (Celsius) tai luovuttaa, kun se jäähtyy 1 asteella (Celsius), tai materiaalin kyky kerätä lämpöenergiaa.

37 Näistä lämmön jakautumisen eroista johtuen: 1. lämpimänä vuodenaikana vesi kerää suuren määrän lämpöä riittävän paksuun vesikerrokseen, joka vapautuu ilmakehään kylmän vuoden aikana. 2. Lämpimänä vuodenaikana maaperä luovuttaa yöllä suurimman osan päivän aikana saamastaan ​​lämmöstä ja kerää sitä vähän talvella. Näiden erojen seurauksena ilman lämpötila meren päällä on kesällä alhaisempi ja talvella korkeampi kuin maalla. Keskimmäisillä leveysasteilla, lämpimällä vuosipuoliskolla, maaperään kertyy lämpöä 1,5-3 kcal pinta-alan neliösenttimetriä kohden. Kylmällä säällä maaperä luovuttaa tämän lämmön ilmakehään. Arvo ±1,5 3 kcal / cm 2 vuodessa on maaperän vuotuinen lämpökierto.

38 Vuotuisen lämpötilan vaihtelun amplitudit määräävät mannerilmaston tai meren Kartta vuotuisen lämpötilan vaihtelun amplitudeista lähellä maan pintaa

39 Paikan sijainti suhteessa rantaviivaan vaikuttaa merkittävästi lämpötilan, kosteuden, pilvisyyden, sateen järjestelmään ja määrää ilmaston mannerisuuden asteen.

40 Ilmastonmannerisuus Ilmastonmannerisuus on joukko ilmastolle ominaisia ​​piirteitä, jotka määräytyvät maanosan vaikutuksesta ilmaston muodostumisprosesseihin. Meren yllä olevassa ilmastossa (meriilmasto) havaitaan pieniä vuotuisia ilman lämpötilaamplitudeja verrattuna mannerilmastoon maan päällä, jolla on suuret vuotuiset lämpötila-amplitudit.

41 Ilman lämpötilan vuotuinen vaihtelu leveysasteella 62 N: Färsaarilla ja Jakutskissa heijastelee näiden pisteiden maantieteellistä sijaintia: ensimmäisessä tapauksessa - lähellä Euroopan länsirannikkoa, toisessa - Aasian itäosassa.

42 Keskimääräinen vuosiamplitudi Torshavnissa 8, Jakutskissa 62 C. Euraasian mantereella havaitaan vuotuisen amplitudin kasvua lännestä itään.

43 Euraasia - manner, jossa mannerilmasto jakautuu eniten. Tämäntyyppinen ilmasto on tyypillistä maanosien sisäosille. Mannermainen ilmasto on hallitseva merkittävällä osalla Venäjän, Ukrainan, Keski-Aasian (Kazakstan, Uzbekistan, Tadzikistan), Sisä-Kiinan, Mongolian, Yhdysvaltojen ja Kanadan sisäalueita. Mannerilmasto johtaa arojen ja aavikoiden muodostumiseen, koska suurin osa merten ja valtamerten kosteudesta ei pääse sisämaan alueille.

44 mannerisuusindeksi on ilmaston mantereuden numeerinen ominaisuus. I K:lle on useita vaihtoehtoja, jotka perustuvat yhteen tai toiseen ilman lämpötilan A vuotuisen amplitudin funktioon: Gorchinskyn mukaan, Konradin mukaan, Zenkerin mukaan Khromovin mukaan. On olemassa indeksejä, jotka on rakennettu muille perusteille. Esimerkiksi mannerten ilmamassojen esiintymistiheyden suhdetta meren ilmamassojen esiintymistiheyteen on ehdotettu IC:ksi. L. G. Polozova ehdotti mannermaisuuden karakterisoimista erikseen tammi- ja heinäkuulle suhteessa suurimman maanosan määrään tietyllä leveysasteella; tämä jälkimmäinen määräytyy lämpötilapoikkeamien perusteella. Η. Η. Ivanov ehdotti I.K.:tä leveysasteen, vuotuisen ja päivittäisen lämpötilan amplitudin ja kosteusvajeen funktiona kuivimman kuukauden aikana.

45 mannerllisuusindeksi Ilman lämpötilan vuotuisen amplitudin suuruus riippuu maantieteellisestä leveysasteesta. Matalilla leveysasteilla vuotuiset lämpötila-amplitudit ovat pienempiä kuin korkeilla leveysasteilla. Tämä säännös johtaa tarpeeseen sulkea pois leveysasteen vaikutus vuotuiseen amplitudiin. Tätä varten ehdotetaan erilaisia ​​ilmaston mannerisuuden indikaattoreita, jotka esitetään vuotuisen lämpötilan amplitudin ja leveysasteen funktiona. Kaava L. Gorchinsky jossa A on vuotuinen lämpötilan amplitudi. Keskimääräinen mannerosuus valtameren yllä on nolla, ja Verhojanskissa se on 100.

47 Meri- ja mannerilmasto Lauhkean meri-ilmaston alueelle ovat ominaisia ​​melko lämpimät talvet (-8 C - 0 C), viileät kesät (+16 C) ja runsas sademäärä (yli 800 mm), joka sataa tasaisesti ympäri vuoden. Lauhkealle mannerilmastolle on ominaista ilman lämpötilan vaihtelut tammikuun noin -8 C:sta heinäkuun +18 C:een, sademäärä täällä on yli mm, ja se sataa enimmäkseen kesällä. Manner-ilmastoalueelle on ominaista alhaisemmat lämpötilat talvella (-20 C asti) ja vähemmän sadetta (noin 600 mm). Lauhkeassa jyrkästi mannerilmastossa talvi on vielä kylmempää -40 C asti ja sademäärä on jopa alle mm.

48 Äärimmäiset lämpötilat Moskovan alueella paljaan maan pinnalla havaitaan kesällä jopa +55 ja aavikoissa jopa +80 lämpötiloja. Yölämpötilaminimit ovat päinvastoin alhaisemmat maanpinnalla kuin ilmassa, koska ensinnäkin maaperä jäähtyy tehokkaalla säteilyllä ja ilma on jo jäähtynyt siitä. Talvella Moskovan alueella yölämpötila pinnalla (tällä hetkellä lumen peitossa) voi laskea alle 50, kesällä (paitsi heinäkuussa) nollaan. Etelämantereen sisäosan lumisella pinnalla jopa kesäkuun keskilämpötila on noin 70 astetta, ja joissain tapauksissa se voi laskea jopa 90 asteeseen.

49 Kartat keskilämpötilasta tammi- ja heinäkuussa

50 Ilman lämpötilan jakautuminen (jakauman vyöhyke on ilmastovyöhykkeen päätekijä) Keskimääräinen vuosi Keskimääräinen kesä (heinäkuu) Keskiarvo tammikuussa Leveysvyöhykkeiden keskiarvo

51 Venäjän alueen lämpötilajärjestelmä Sille on ominaista suuret kontrastit talvella. Itä-Siperiassa talvinen antisykloni, joka on äärimmäisen vakaa bariinimuodostelma, edistää kylmänapan muodostumista Koillis-Venäjällä, jonka kuukausittainen ilman lämpötila on talvella keskimäärin 42 C. Keskimääräinen alin lämpötila talvella on 55 C. talvella se muuttuu C:sta lounaassa saavuttaen positiiviset arvot Mustanmeren rannikolla, C:ksi keskialueilla.

52 Pintailman keskilämpötila (С) talvella

53 Pintailman keskilämpötila (С) kesällä Keskimääräinen ilman lämpötila vaihtelee pohjoisrannikon 4 5 C:sta lounaaseen, missä sen keskimääräinen maksimi on C ja absoluuttinen maksimi 45 C. Äärimmäisten lämpötilojen amplitudi on 90 C. Ilman lämpötilan ominaisuus vuonna Venäjä on sen suuret päivittäiset ja vuosittaiset amplitudit, erityisesti Aasian alueen jyrkästi mannermaisessa ilmastossa. Vuotuinen amplitudi vaihtelee 8 10 C ETR - 63 C Itä-Siperiassa Verhojanskin alueen alueella.

54 Kasvillisuuden vaikutus maanpinnan lämpötilaan Kasvipeite vähentää maaperän jäähtymistä yöllä. Tässä tapauksessa yösäteily tapahtuu pääasiassa itse kasvillisuuden pinnalta, joka on jäähtynein. Kasvillisuuden alla oleva maaperä ylläpitää korkeampaa lämpötilaa. Päivän aikana kasvillisuus kuitenkin estää maaperän säteilylämpenemisen. Päivittäinen lämpötila-alue kasvillisuuden alla pienenee ja vuorokauden keskilämpötila laskee. Joten kasvipeite yleensä jäähdyttää maaperää. Leningradin alueella peltokasvien alla oleva maanpinta voi olla päiväsaikaan 15 astetta kylmempää kuin kesanto. Päivittäin se on keskimäärin 6 kylmempää kuin paljas maa, ja jopa 5-10 cm:n syvyydessä ero on 3-4.

55 Lumipeitteen vaikutus maaperän lämpötilaan Lumipeite suojaa maaperää lämpöhäviöltä talvella. Säteily tulee itse lumipeitteen pinnalta ja sen alla oleva maaperä pysyy lämpimämpänä kuin paljas maa. Samaan aikaan vuorokausilämpötilan amplitudi maanpinnalla lumen alla laskee jyrkästi. Venäjän eurooppalaisen alueen keskivyöhykkeellä, jossa lumipeite on 50 cm, maanpinnan lämpötila sen alla on 6-7 korkeampi kuin paljaan maaperän lämpötila ja 10 korkeampi kuin pinnan lämpötila. itse lumipeite. Talvella lumen alla jäätyvä maaperä ulottuu noin 40 cm:n syvyyteen ja ilman lunta se voi levitä yli 100 cm:n syvyyteen. Näin ollen kasvipeite kesällä alentaa maanpinnan lämpötilaa ja talvella lumipeite päinvastoin, lisää sitä. Kasvipeitteen kesällä ja lumipeitteen yhteisvaikutus talvella alentaa vuotuista lämpötilaamplitudia maan pinnalla; tämä on luokkaa 10 vähemmän paljaaseen maaperään verrattuna.

56 VAARALLISET SÄÄ-ILMIÖT JA NIIDEN KRITEERIT 1. erittäin voimakas tuuli (mukaan lukien myrskyt) vähintään 25 m/s, (puuskat mukaan lukien), meren rannikolla ja vuoristoalueilla vähintään 35 m/s; 2. erittäin rankkasade, vähintään 50 mm, enintään 12 tunnin ajan 3. rankkasade vähintään 30 mm enintään 1 tunnin ajan; 4. erittäin raskas lumi, vähintään 20 mm, enintään 12 tunnin ajan; 5. suuria rakeita - vähintään 20 mm; 6. kova lumimyrsky - keskimääräinen tuulennopeus vähintään 15 m/s ja näkyvyys alle 500 m;

57 7. Kova pölymyrsky, jonka keskimääräinen tuulennopeus on vähintään 15 m/s ja näkyvyys enintään 500 m; 8. Näkyvyys voimakkaassa sumussa enintään 50 m; 9. Kovia routakertymiä vähintään 20 mm jäällä, vähintään 35 mm monimutkaisilla kerrostumilla tai märällä lumella, vähintään 50 mm kuuralla. 10. Äärimmäinen kuumuus - Ilman korkea maksimilämpötila vähintään 35 ºС yli 5 päivän ajan. 11. Kova pakkanen - Ilman vähimmäislämpötila on vähintään miinus 35 ºС vähintään 5 päivän ajan.

58 Korkean lämpötilan vaarat Tulipalon vaara Äärimmäinen kuumuus

59 Alhaisen lämpötilan vaarat

60 Jäädyttää. Jäätyminen on ilman lämpötilan tai aktiivisen pinnan (maaperän pinnan) lyhytaikainen lasku 0 C:een tai sen alle yleisellä positiivisen vuorokauden keskilämpötilan taustalla.

61 Ilman lämpötilan peruskäsitteet MITÄ TARVITSE TIETÄÄ! Kartta vuoden keskilämpötilasta Kesä- ja talvilämpötilojen erot Lämpötilan vyöhykejakauma Maan ja meren jakautumisen vaikutus Ilman lämpötilan korkeusjakauma Maaperän ja ilman lämpötilan päivittäinen ja vuotuinen vaihtelu Lämpötilasta johtuvat vaaralliset sääilmiöt

Metsämeteorologia. Luento 4: ILMAN JA MAAN PINNAN LÄMPÖJÄRJESTELMÄ Maan pinnan ja ilmakehän lämpöjärjestelmä: Ilman lämpötilan jakautuminen ilmakehässä ja maan pinnalla ja sen jatkuva

Kysymys 1. Maan pinnan säteilytase Kysymys 2. Ilmakehän sisääntulon säteilytase Säteilyenergian muodossa oleva lämmöntuotto on osa ilmakehän lämpötilaa muuttavaa kokonaislämpövirtaa.

Ilmakehän lämpöjärjestelmä Opettaja: Soboleva Nadezhda Petrovna, laitoksen apulaisprofessori. GEHC Ilman lämpötila Ilmalla on aina lämpötila Ilman lämpötila jokaisessa ilmakehän pisteessä ja eri paikoissa maapallolla jatkuvasti

NOVOSIBIRSKIN ALUEEN ILMASTO

Ohjaustyö aiheesta "Venäjän ilmasto". 1 vaihtoehto. 1. Mikä ilmastoa muodostava tekijä on johtava? 1) Maantieteellinen sijainti 2) Ilmakehän kiertokulku 3) Valtamerten läheisyys 4) Merivirrat 2.

Käsitteet "Ilmasto" ja "Sää" Novosibirskin kaupungin meteorologisten tietojen esimerkissä Simonenko Anna Työn tarkoitus: selvittää "sää" ja "ilmasto" käsitteiden ero meteorologisen esimerkin avulla. tiedot päällä

Venäjän federaation opetus- ja tiedeministeriö

Kirjallisuus 1 Internet-lähde http://www.beltur.by 2 Internet-lähde http://otherreferats.allbest.ru/geography/00148130_0.html 3 Internet-lähde http://www.svali.ru/climat/13/index. htm 4 Internet-resurssi

Ilmatekijät ja sää niiden liikkumisalueella. Kholodovich Yu. A. Valko-Venäjän kansallinen teknillinen yliopisto Johdanto Säähavainnot tulivat melko yleisiksi vuoden toisella puoliskolla

VENÄJÄN OPETUS- JA TIETEMINISTERIÖ Liittovaltion valtion budjettikorkeakoulu "SARATOV NATIONAL RESEARCH STATE UNIVERSITY N. G. TŠERNYŠEVSKIN NIMENÄ"

MAAILMAN FYSIKAALINEN MAANTIETE LUENTO 9 OSA 1 EURASIA JATKOI LUENTOLLA KÄSITELLYT TEEMAAN ILMASTO- JA MAALOILTORESURSSIASIAT Ilmakehän kiertokulku, kostutus- ja lämpöjärjestelmä

Säteily ilmakehässä Lehtori: Soboleva Nadezhda Petrovna, apulaisprofessori, laitos GEGH Säteily eli säteily on sähkömagneettisia aaltoja, joille on tunnusomaista: L aallonpituus ja ν värähtelytaajuus Säteily etenee

SEURANTA UDC 551.506 (575/2) (04) SEURANTA: SÄÄOLOT CHU-LAAKSESSA TAMMIKUU 2009 G.F. Agafonova sääkeskus, A.O. Cand. undercuts geogr. Tieteet, apulaisprofessori, S.M. Kazachkova tohtoriopiskelija tammikuussa

LÄMPÖVIRTAA POHJOIS-TAIGAN KRYOMETAMORFISESSA MAAPERÄSSÄ JA SEN LÄMMÖN TUOTTEESSA Ostroumov V.Ye. 1, Davydova A.I. 2, Davydov S.P. 2, Fedorov-Davydov DG. 1, Eremin I.I. 3, Krochev D. Yu. 3 1 Instituutti

18. Ennuste ilman lämpötilasta ja kosteudesta lähellä Maan pintaa 1 18. ENNUSTE ILMAN LÄMPÖTILASTA JA KOSTEUTESTA LÄHELLÄ MAAN PINTAA

UDC 55.5 SÄÄ-OLOT CHU-LAAKSASSA SYKSYllä E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlovan SÄÄ-OLOSUHTEET CHUI-LAAKSESSA SYKSYllä E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova Meteorological

Moduuli 1 Vaihtoehto 1. Koko nimi Ryhmä Päivämäärä 1. Meteorologia on tiedettä maan ilmakehässä tapahtuvista prosesseista (3b) A) kemiallinen B) fysikaalinen C) ilmastollinen 2. Klimatologia on tiedettä ilmastosta, ts. aggregaatteja

1. Ilmastokaavion kuvaus: Ilmastokaavion sarakkeet ovat kuukausien lukumäärä, kuukausien ensimmäiset kirjaimet on merkitty alla. Joskus näytetään 4 vuodenaikaa, joskus ei kaikkia kuukausia. Lämpötila-asteikko on merkitty vasemmalle. Nolla merkki

SEURANTA UDC 551.506 SEURANTA: SÄÄ OLOSUHTEET CHU-LAAKSASSA SYKSYllä E.Yu. Zyskova, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova, I.S. Brusenskaya MONITORING: SÄÄOLOT CHUI LAAKSOLLA SYKSYllä E.Yu. Zyskova,

Kyllästetyn ilman kerrostuminen ja pystytasapaino Vrublevskiy SV Valko-Venäjän kansallinen teknillinen yliopisto Johdanto Troposfäärin ilma on jatkuvassa sekoittumistilassa

"Kylmän vuodenajan ilmastotrendit Moldovassa" Tatiana Stamatova, valtion hydrometeorologinen palvelu 28. lokakuuta 2013, Moskova, Venäjä

A.L. Afanasiev, P.P. Bobrov, O.A. Ivchenko Omskin valtion pedagoginen yliopisto S.V. Krivaltsevich Institute of Atmospheric Optics SB RAS, Tomsk Lämmönvirtojen arviointi pinnasta haihtumisen aikana

UDC 551.51 (476.4) M L Smolyarov (Mogilev, Valko-Venäjä) MOGILEVIN ILMASTOKAUSIEN OMINAISUUDET Johdanto. Ilmaston tuntemus tieteellisellä tasolla alkoi sääasemien järjestämisellä

MAAN ILMA JA ILMASTO Luentomuistiinpanot Osintseva N.V. Ilmakehän koostumus Typpi (N 2) 78,09 %, happi (O 2) 20,94 %, argon (Ar) - 0,93 %, hiilidioksidi (CO 2) 0,03 %, muut kaasut 0,02 %: otsoni (O 3),

Osat Tietokonekoodi Teemasuunnitelma ja tieteenalan sisältö Teemasuunnitelma Osuuksien (moduulien) nimet Opetustuntien lukumäärä Itsenäinen työskentely poissaolevana lyh. kokopäiväinen mutta lyhenne

Venäjän federaation opetus- ja tiedeministeriö LIITTOVALTION KORKEAKOULUTUSLAITOS SARATOVIN KANSALLINEN TUTKIMUSVALTION YLIOPISTO

Monsuunimeteorologia Gerasimovich V.Yu. Valko-Venäjän kansallinen teknillinen yliopisto Johdanto Monsuunit, vakaat vuodenaikojen tuulet. Kesällä, monsuunikauden aikana, nämä tuulet puhaltavat yleensä merestä maahan ja tuovat mukanaan

Menetelmät fyysisen ja maantieteellisen suuntautumisen monimutkaisempien ongelmien ratkaisemiseksi, niiden soveltaminen luokkahuoneessa ja koulun jälkeen Maantieteen opettaja: Gerasimova Irina Mikhailovna 1 Määritä, mitkä pisteet,

3. Ilmastonmuutos Ilman lämpötila Tämä indikaattori kuvaa keskimääräistä vuotuista ilman lämpötilaa, sen muutosta tietyn ajanjakson aikana ja poikkeamaa pitkän ajan keskiarvosta

VUODEN ILMASTOON LIITTYVÄT OMINAISUUDET 18 Luku 2 Keskimääräinen ilman lämpötila Valko-Venäjän tasavallassa vuonna 2013 oli +7,5 C, mikä on 1,7 C korkeampi kuin ilmastonormi. Vuonna 2013 ylivoimainen enemmistö

Maantieteen varmennustyö Vaihtoehto 1 1. Mikä on vuotuinen sademäärä tyypillisesti jyrkästi mannermaiselle ilmastolle? 1) yli 800 mm vuodessa 2) 600-800 mm vuodessa 3) 500-700 mm vuodessa 4) alle 500 mm

Alentyeva Elena Jurjevnan kunnan autonominen yleinen oppilaitos Lukio 118, joka on nimetty Tšeljabinskin kaupungin Neuvostoliiton sankarin N. I. Kuznetsovin mukaan MAANTIETEELLINEN Oppituntien TIIVISTELMÄ

Venäjän federaation opetus- ja tiedeministeriö

MAAPERÄN TERMISET OMINAISUUDET JA LÄMPÖOHJELMA 1. Maaperän lämpöominaisuudet. 2. Lämpötila ja sen säätötavat. 1. Maaperän lämpöominaisuudet Maaperän lämpötila on yksi tärkeimmistä indikaattoreista, joka määrää suuresti

MATERIAALIT maantiedon tietokonekokeeseen valmistautumiseen luokka 5 (maantieteen perusteellinen opiskelu) Opettaja: Yu.

1.2.8. Ilmasto-olosuhteet (GU "Irkutsk TsGMS-R" Irkutsk UGMS of Roshydrometin; Zabaikalskoe UGMS Roshydromet; valtion laitos "Buryatsky TsGMS" Zabaikalsky UGMS of Roshydromet) seurauksena merkittävä negatiivinen

Tehtävät A2 maantiedossa 1. Mikä seuraavista kivilajeista on muodonmuutosalkuperää? 1) hiekkakivi 2) tuffi 3) kalkkikivi 4) marmori Marmori kuuluu metamorfisiin kiviin. Hiekkakivi

Lämpötasapaino määrittää lämpötilan, sen suuruuden ja muutoksen auringonsäteiden suoraan lämmittämässä pinnassa. Kuumennettaessa tämä pinta siirtää lämpöä (pitkäaaltoalueella) sekä alla oleviin kerroksiin että ilmakehään. Itse pintaa kutsutaan aktiivinen pinta.

Kaikkien lämpötasapainon elementtien maksimiarvo havaitaan lähellä keskipäivän tunteja. Poikkeuksena on suurin lämmönvaihto maaperässä, joka osuu aamutunneille. Lämpötasapainokomponenttien vuorokausivaihtelun maksimiamplitudit havaitaan kesällä ja minimiamplitudit talvella.

Vuorokauden pintalämpötilassa, kuivana ja kasvittomina, kirkkaana päivänä, maksimi tapahtuu sen jälkeen, kun 14 tuntia, ja minimi on auringonnousun tienoilla. Pilvisyys voi häiritä lämpötilan vuorokausivaihtelua ja aiheuttaa maksimi- ja minimimuutoksia. Kosteus ja pintakasvillisuus vaikuttavat suuresti lämpötilan kulkuun.

Päivittäiset pintalämpötilan maksimiarvot voivat olla +80 o C tai enemmän. Päivittäiset vaihtelut saavuttavat 40 o. Ääriarvojen ja lämpötila-amplitudien arvot riippuvat paikan leveysasteesta, vuodenajasta, pilvisyydestä, pinnan lämpöominaisuuksista, sen väristä, karheudesta, kasvillisuuden luonteesta, kaltevuuden suunnasta (altistumisesta).

Lämmön leviäminen aktiiviselta pinnalta riippuu alla olevan substraatin koostumuksesta, ja sen määrää sen lämpökapasiteetti ja lämmönjohtavuus. Mannerten pinnalla alla oleva substraatti on maaperä, valtamerissä (merissä) - vesi.

Maaperällä on yleensä pienempi lämpökapasiteetti kuin vedellä ja korkeampi lämmönjohtavuus. Siksi ne lämpenevät ja jäähtyvät nopeammin kuin vesi.

Aikaa kuluu lämmön siirtymiseen kerroksesta kerrokseen, ja lämpötilan maksimi- ja vähimmäisarvojen alkamishetket päivän aikana viivästyvät 10 cm välein noin 3 tunnilla. Mitä syvempi kerros, sitä vähemmän se vastaanottaa lämpöä ja sitä heikommat lämpötilanvaihtelut siinä. Vuorokauden lämpötilan vaihteluiden amplitudi syvyyden mukaan pienenee 2 kertaa jokaista 15 cm:ä kohti. Keskimäärin noin 1 metrin syvyydessä maaperän lämpötilan päivittäiset vaihtelut "häityvät". Kerrosta, jossa ne pysähtyvät, kutsutaan tasaisen päivittäisen lämpötilan kerros.

Mitä pidempi lämpötilan vaihtelujakso kestää, sitä syvemmälle ne leviävät. Keskimmäisillä leveysasteilla tasaisen vuosilämpötilan kerros on siis 19–20 metrin syvyydessä, korkeilla leveysasteilla 25 metrin syvyydellä ja trooppisilla leveysasteilla, joissa vuotuiset lämpötilaamplitudit ovat pieniä, syvyydessä. 5–10 m. vuoden viive on keskimäärin 20–30 päivää metriä kohden.

Lämpötila tasaisen vuosilämpötilan kerroksessa on lähellä vuoden keskilämpötilaa pinnan yläpuolella.

Vesi lämpenee hitaammin ja vapauttaa lämpöä hitaammin. Lisäksi auringonsäteet voivat tunkeutua suuriin syvyyksiin lämmittäen suoraan syvempiä kerroksia. Lämmön siirtyminen syvyyteen ei johdu niinkään molekyylilämmönjohtavuudesta, vaan suuremmassa määrin vesien sekoittumisesta turbulenttisella tavalla tai virtauksilla. Kun veden pintakerrokset jäähtyvät, tapahtuu lämpökonvektiota, johon liittyy myös sekoittumista.

Päivittäiset lämpötilanvaihtelut valtameren pinnalla korkeilla leveysasteilla ovat keskimäärin vain 0,1 ºС, lauhkeassa - 0,4 ºС, trooppisessa - 0,5 ºС. Näiden vaihteluiden tunkeutumissyvyys on 15-20 m.

Vuotuiset lämpötila-amplitudit valtameren pinnalla 1ºС päiväntasaajan leveysasteilla 10,2ºС lauhkeilla leveysasteilla. Vuotuiset lämpötilanvaihtelut tunkeutuvat 200-300 metrin syvyyteen.

Vesistöissä lämpötilamaksimien hetket viivästyvät maaperään verrattuna. Maksimi on noin 15-16 tuntia ainakin 2-3 tuntia auringonnousun jälkeen. Vuotuinen korkein lämpötila valtameren pinnalla pohjoisella pallonpuoliskolla tapahtuu elokuussa, vähimmäislämpötila - helmikuussa.

Kysymys 7 (ilmapiiri) - ilman lämpötilan muutos korkeuden mukaan. Ilmakehä koostuu kaasuseoksesta, jota kutsutaan ilmaksi, jossa nestemäisiä ja kiinteitä hiukkasia on suspendoitunut. Jälkimmäisen kokonaismassa on merkityksetön verrattuna ilmakehän koko massaan. Ilmakehän ilma lähellä maan pintaa on pääsääntöisesti kosteaa. Tämä tarkoittaa, että sen koostumus sisältää muiden kaasujen ohella vesihöyryä, ts. vesi kaasumaisessa tilassa. Ilman vesihöyryn pitoisuus vaihtelee huomattavasti, toisin kuin muut ilman komponentit: maan pinnalla se vaihtelee prosentin sadasosista useisiin prosenttiin. Tämä selittyy sillä, että ilmakehässä vallitsevissa olosuhteissa vesihöyry voi siirtyä nestemäiseen ja kiinteään tilaan ja päinvastoin päästä uudelleen ilmakehään maan pinnalta haihtumisen vuoksi. Ilman, kuten minkä tahansa kehon, lämpötila on aina erilainen kuin absoluuttinen nolla. Ilman lämpötila jokaisessa ilmakehän pisteessä muuttuu jatkuvasti; eri paikoissa maapallolla samaan aikaan se on myös erilainen. Maan pinnalla ilman lämpötila vaihtelee melko laajalla alueella: sen tähän mennessä havaitut ääriarvot ovat hieman alle +60 ° (trooppisissa aavikoissa) ja noin -90 ° (Antarktiksen mantereella). Korkeuden myötä ilman lämpötila vaihtelee eri kerroksissa ja eri tapauksissa eri tavoin. Keskimäärin se laskee ensin 10-15 km korkeuteen, sitten kasvaa 50-60 km: iin, sitten putoaa uudelleen jne. . - PYSTYVÄLINEN LÄMPÖTILAGRADIENTI syn. VERTIKAALINEN LÄMPÖTILAGRADIENTI - pystysuora lämpötilagradientti - lämpötilan muutos merenpinnan yläpuolella kasvaessa, mitattuna etäisyysyksikköä kohti. Sitä pidetään positiivisena, jos lämpötila laskee korkeuden myötä. Päinvastaisessa tapauksessa, esimerkiksi stratosfäärissä, lämpötila nousee nousun aikana, ja sitten muodostuu käänteinen (inversio) pystysuora gradientti, jolle on annettu miinusmerkki. Troposfäärissä WT on keskimäärin 0,65°/100 m, mutta joissain tapauksissa se voi ylittää 1°/100 m tai ottaa negatiivisia arvoja lämpötilan inversioiden aikana. Lämpimänä vuodenaikana maan pintakerroksessa se voi olla kymmenen kertaa korkeampi. - adiabaattinen prosessi- Adiabaattinen prosessi (adiabaattinen prosessi) - termodynaaminen prosessi, joka tapahtuu järjestelmässä ilman lämmönvaihtoa ympäristön kanssa (), eli adiabaattisesti eristetyssä järjestelmässä, jonka tilaa voidaan muuttaa vain muuttamalla ulkoisia parametreja. Adiabaattisen eristyksen käsite on lämpöä eristävän kuoren tai Dewar-astioiden (adiabaattisten kuorien) idealisointi. Ulkoisten kappaleiden lämpötilan muutos ei vaikuta adiabaattisesti eristettyyn järjestelmään, ja niiden energia U voi muuttua vain järjestelmän (tai sen päällä) tekemän työn seurauksena. Termodynamiikan ensimmäisen lain mukaan reversiibelissä adiabaattisessa prosessissa homogeeniselle systeemille, jossa V on järjestelmän tilavuus, p on paine, ja yleisessä tapauksessa, jossa aj ovat ulkoisia parametreja, Aj ovat termodynaamisia voimia. Termodynamiikan toisen pääsäännön mukaan reversiibelissä adiabaattisessa prosessissa entropia on vakio, ja irreversiibelissä prosessissa se kasvaa. Adiabaattisena prosessina voidaan pitää erittäin nopeita prosesseja, joissa lämmönvaihdolla ympäristön kanssa ei ole aikaa, esimerkiksi äänen etenemisen aikana. Nesteen jokaisen pienen elementin entropia pysyy vakiona sen liikkuessa nopeudella v, joten entropian s kokonaisderivaata massayksikköä kohti on nolla (adiabaattisuusehto). Yksinkertainen esimerkki adiabaattisesta prosessista on kaasun puristaminen (tai paisuminen) lämpöeristetyssä sylinterissä, jossa on lämpöeristetty mäntä: lämpötila nousee puristuksen aikana ja laskee laajenemisen aikana. Toinen esimerkki adiabaattisesta prosessista on adiabaattinen demagnetointi, jota käytetään magneettisessa jäähdytysmenetelmässä. Reversiibeli adiabaattinen prosessi, jota kutsutaan myös isentrooppiseksi prosessiksi, on kuvattu tilakaaviossa adiabaatilla (isentropilla). Nouseva ilma, joka joutuu harvinaiseen väliaineeseen, laajenee, se jäähtyy ja laskeva, päinvastoin, lämpenee puristuksen vuoksi. Tällaista sisäisestä energiasta johtuvaa lämpötilan muutosta ilman lämmön sisäänvirtausta ja vapautumista kutsutaan adiabaattiseksi. Adiabaattiset lämpötilan muutokset tapahtuvat sen mukaan kuiva adiabaattinen ja märkä adiabaattinen lait. Vastaavasti erotetaan myös lämpötilan muutoksen vertikaaliset gradientit korkeuden mukaan. Kuiva adiabaattinen gradientti on kuivan tai kostean tyydyttymättömän ilman lämpötilan muutos 1 °C jokaista 100 metrin nousua tai laskua kohti, ja märkä adiabaattinen gradientti on kostean tyydyttyneen ilman lämpötilan lasku alle 1 °C:lla. jokaista 100 metrin korkeutta kohti.

- Inversio meteorologiassa se tarkoittaa ilmakehän parametrin muutoksen poikkeavaa luonnetta korkeuden kasvaessa. Useimmiten tämä viittaa lämpötilan inversioon, eli lämpötilan nousuun korkeuden myötä tietyssä ilmakehän kerroksessa tavanomaisen laskun sijaan (katso Maan ilmakehä).

Inversioita on kahta tyyppiä:

1. pintalämpötilan inversiot alkaen suoraan maan pinnasta (inversiokerroksen paksuus on kymmeniä metrejä)

2.Lämpötilan inversiot vapaassa ilmakehässä (inversiokerroksen paksuus saavuttaa satoja metrejä)

Lämpötilan inversio estää ilman pystysuuntaisen liikkeen ja edistää sumun, sumun, savusumun, pilvien ja miragestojen muodostumista. Inversio riippuu suuresti paikallisista maaston ominaisuuksista. Inversiokerroksen lämpötilan nousu vaihtelee asteen kymmenesosista 15-20 °C ja enemmän. Itä-Siperian ja Etelämantereen pintalämpötilan inversiot talvella ovat voimakkaimmat.

Lippu.

Ilman lämpötilan päivittäinen kurssi - ilman lämpötilan muutos päivän aikana. Ilman lämpötilan päivittäinen kulku heijastaa yleensä maanpinnan lämpötilan kulkua, mutta maksimien ja minimien alkamishetket ovat hieman myöhässä, maksimi havaitaan klo 14, minimi auringonnousun jälkeen. Ilman lämpötilan päivittäiset vaihtelut talvella ovat havaittavissa 0,5 km: n korkeuteen asti, kesällä - 2 km: iin asti.

Ilman lämpötilan päivittäinen amplitudi - päivän korkeimman ja alimman ilman lämpötilan ero. Ilman lämpötilan päivittäinen amplitudi on suurin trooppisissa aavikoissa - jopa 40 0, päiväntasaajan ja lauhkean leveysasteilla se laskee. Päivittäinen amplitudi on pienempi talvella ja pilvisellä säällä. Veden pinnan yläpuolella se on paljon vähemmän kuin maan päällä; Kasvillisuuden peittävyys on pienempi kuin paljaiden pintojen päällä.

Ilman lämpötilan vuotuinen kulku riippuu ensisijaisesti paikan leveysasteesta. Ilman lämpötilan vuosikurssi - kuukausittaisen keskilämpötilan muutos vuoden aikana. Ilman lämpötilan vuosiamplitudi - kuukauden korkeimman ja alimman keskilämpötilan välinen ero. Vuotuisia lämpötilavaihteluita on neljää tyyppiä; Jokaisella tyypillä on kaksi alatyyppiä merellinen ja mannermainen joille on ominaista erilaiset vuotuiset lämpötila-amplitudit. AT päiväntasaajan- Vuotuisen lämpötilan vaihtelun tyypissä on kaksi pientä maksimiarvoa ja kaksi pientä minimiä. Maksimit tapahtuvat päiväntasausten jälkeen, kun aurinko on zeniitissä päiväntasaajan yläpuolella. Merialatyypissä ilman lämpötilan vuotuinen amplitudi on 1-2 0, mantereella 4-6 0 . Lämpötila on positiivinen ympäri vuoden. AT trooppinen Vuotuisella lämpötilan vaihtelutyypillä pohjoisella pallonpuoliskolla on yksi maksimi kesäpäivänseisauksen jälkeen ja yksi minimi talvipäivänseisauksen jälkeen. Merialatyypissä vuotuinen lämpötilaamplitudi on 5 0 , mantereella 10-20 0 . AT kohtalainen Vuotuisen lämpötilan vaihtelun tyypissä pohjoisella pallonpuoliskolla on myös yksi maksimi kesäpäivänseisauksen jälkeen ja yksi minimi talvipäivänseisauksen jälkeen, talvella lämpötilat ovat negatiivisia. Valtamerellä amplitudi on 10-15 0, maalla se kasvaa etäisyyden mukaan merestä: rannikolla - 10 0, mantereen keskustassa - jopa 60 0 . AT napainen Vuotuisen lämpötilan vaihtelun tyypissä pohjoisella pallonpuoliskolla on yksi maksimi kesäpäivänseisauksen jälkeen ja yksi minimi talvipäivänseisauksen jälkeen, lämpötila on negatiivinen suurimman osan vuodesta. Vuotuinen amplitudi merellä on 20-30 0, maalla - 60 0. Valitut tyypit heijastavat auringon säteilyn sisäänvirtauksesta johtuvaa vyöhykelämpötilan vaihtelua. Ilmamassojen liikkeellä on suuri vaikutus lämpötilan vuotuiseen kulumiseen.

Lippu.

Isotermit Viivat yhdistävät kartan pisteitä, joilla on sama lämpötila.

Kesällä mantereet ovat lämpimämpiä, maan päällä isotermit taipuvat napoja kohti.

Talven lämpötilojen kartalla (pohjoisella pallonpuoliskolla joulukuu ja eteläisellä pallonpuoliskolla heinäkuu) isotermit poikkeavat merkittävästi rinnakkaisista. Valtamerten yläpuolella isotermit siirtyvät kauas korkeille leveysasteille muodostaen "lämpökieliä"; maan päällä isotermit poikkeavat päiväntasaajaa kohti.

Vuotuinen keskilämpötila pohjoisella pallonpuoliskolla on +15,2 0 С ja eteläisellä +13,2 0 С. Pohjoisen pallonpuoliskon alin lämpötila oli -77 0 С (Oymyakon) ja -68 0 С (Verhojansk). Eteläisellä pallonpuoliskolla vähimmäislämpötilat ovat paljon alhaisemmat; asemilla "Sovetskaya" ja "Vostok" lämpötila oli -89,2 0 С. Alin lämpötila pilvettömässä säässä Etelämantereella voi laskea -93 0 С. Kaliforniassa Death Valleyssa havaittiin +56,7 0 lämpötila.

Kerro kuinka paljon maanosat ja valtameret vaikuttavat lämpötilojen jakautumiseen, anna karttojen ja poikkeavuuksien esitys. Isanomaalit- linjat, jotka yhdistävät pisteitä, joilla on samat lämpötilapoikkeamat. Anomaliat ovat todellisten lämpötilojen poikkeamia keskileveysasteista. Anomaliat ovat positiivisia ja negatiivisia. Positiivisia havaitaan kesällä lämpimillä mantereilla

Trooppisia ja napapiirejä ei voida pitää kelvollisina rajoilla lämpövyöhykkeet (ilmaston luokitusjärjestelmä ilman lämpötilan mukaan), koska lämpötilajakaumaan vaikuttavat monet muut tekijät: maan ja veden jakautuminen, virtaukset. Isotermit viedään lämpövyöhykkeiden rajojen ulkopuolelle. Kuuma vyöhyke sijaitsee vuotuisten 20 0 C isotermien välissä ja rajaa luonnonvaraisten palmujen kaistaletta. Lauhkean vyöhykkeen rajat piirretään isotermiä 10 0 pitkin lämpimimästä kuukaudesta. Pohjoisella pallonpuoliskolla raja on sama kuin metsä-tundran levinneisyys. Kylmän vyöhykkeen raja kulkee lämpimimmän kuukauden 0 0 isotermiä pitkin. Pakkashihnat sijaitsevat pylväiden ympärillä.

Lämpöenergia tulee ilmakehän alempiin kerroksiin pääasiassa alla olevasta pinnasta. Näiden kerrosten lämpöjärjestelmä

liittyy läheisesti maan pinnan lämpöjärjestelmään, joten sen tutkiminen on myös yksi meteorologian tärkeistä tehtävistä.

Tärkeimmät fysikaaliset prosessit, joissa maa vastaanottaa tai luovuttaa lämpöä, ovat: 1) säteilylämmönsiirto; 2) turbulenttinen lämmönvaihto alla olevan pinnan ja ilmakehän välillä; 3) molekyylilämmönvaihto maanpinnan ja alemman kiinteän viereisen ilmakerroksen välillä; 4) lämmönvaihto maakerrosten välillä; 5) vaihelämmönsiirto: lämmönkulutus veden haihduttamiseen, jään ja lumen sulamiseen maan pinnalla ja syvyydessä tai sen vapautumiseen käänteisprosessien aikana.

Maan pinnan ja vesistöjen lämpötila määräytyy niiden lämpöfysikaalisten ominaisuuksien perusteella. Valmistelun aikana tulee kiinnittää erityistä huomiota maaperän lämmönjohtavuusyhtälön (Fourier-yhtälön) johtamiseen ja analysointiin. Jos maaperä on tasainen pystysuunnassa, sen lämpötila t syvyydessä z hetkellä t voidaan määrittää Fourier-yhtälöstä

missä a- maaperän lämpödiffuusio.

Tämän yhtälön seurauksena ovat maaperän lämpötilan vaihteluiden etenemisen peruslait:

1. Värähtelyjakson invarianssin laki syvyyden kanssa:

T(z) = vakio(2)

2. Laki värähtelyjen amplitudin pienenemisestä syvyyden mukaan:

(3)

missä ja ovat amplitudit syvyyksissä a- syvyyksien välissä olevan maakerroksen lämpödiffuusivuus;

3. Laki värähtelyjen vaihesiirrosta syvyyden kanssa (viiveen laki):

(4)

missä on viive, ts. ero saman värähtelyvaiheen (esimerkiksi maksimi) alkamishetkien välillä syvyyksissä ja lämpötilanvaihteluiden välillä tunkeutuu maaperään syvälle znp määritellään suhteella:

(5)

Lisäksi on tarpeen kiinnittää huomiota useisiin seurauksiin, jotka johtuvat värähtelyjen amplitudin pienenemisen laista syvyyden kanssa:

a) syvyydet, joissa eri maaperässä ( ) lämpötilan vaihteluiden amplitudit samalla ajanjaksolla ( = T 2) Saman määrän laskut liittyvät toisiinsa näiden maaperän lämpödiffuusiivisuuden neliöjuurina

b) syvyydet, joilla samassa maaperässä ( a= const) lämpötilan vaihteluiden amplitudit eri jaksoilla ( ) pienentää saman verran =vakio, liittyvät toisiinsa värähtelyjaksojen neliöjuurina

(7)

On tarpeen ymmärtää selvästi maaperään lämpövirran muodostumisen fyysinen merkitys ja ominaisuudet.

Maaperän lämpövuon pintatiheys määritetään kaavalla:

missä λ on maaperän pystysuoran lämpötilagradientin lämmönjohtavuuskerroin.

Välitön arvo R ilmaistaan ​​kW/m lähimpään sadasosaan, summat R - MJ / m 2 (tunti ja päivä - sadasosaan, kuukausittain - yksikköihin, vuosittain - kymmeniin asti).

Keskimääräinen pintalämpövuon tiheys maan pinnan läpi ajanjaksolla t kuvataan kaavalla

jossa C on maaperän tilavuuslämpökapasiteetti; intervalli; z „s- lämpötilan vaihteluiden tunkeutumissyvyys; ∆tcp- maaperän kerroksen keskilämpötilan ja syvyyden välinen ero znp välin m lopussa ja alussa. Annetaan tärkeimmät esimerkit tehtävistä aiheesta "Maaperän lämpötila".

Tehtävä 1. Millä syvyydellä se pienenee e kertaa maaperän vuorokausivaihteluiden amplitudi lämpödiffuusiokertoimella a\u003d 18,84 cm 2 / h?

Päätös. Yhtälöstä (3) seuraa, että vuorokausivaihteluiden amplitudi pienenee kertoimella e ehtoa vastaavalla syvyydellä

Tehtävä 2. Laske päivittäisten lämpötilavaihteluiden tunkeutumissyvyys graniittiin ja kuivaan hiekkaan, jos naapurialueiden äärimmäiset pintalämpötilat ovat graniittimaalla 34,8 °C ja 14,5 °C ja kuivalla hiekkamaalla 42,3 °C ja 7,8 °C . graniitin lämpödiffuusio a g \u003d 72,0 cm 2 / h, kuiva hiekka a n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Päätös. Graniitin ja hiekan pinnan lämpötila-amplitudi on yhtä suuri:

Tunkeutumissyvyys otetaan huomioon kaavalla (5):

Graniitin suuremman lämpödiffusiivisuuden ansiosta saimme myös suuremman tunkeutumissyvyyden päivittäisiin lämpötilavaihteluihin.

Tehtävä 3. Olettaen, että ylemmän maakerroksen lämpötila muuttuu lineaarisesti syvyyden mukaan, tulisi laskea pintalämpövuon tiheys kuivassa hiekassa, jos sen pintalämpötila on 23,6 "KANSSA, ja lämpötila 5 cm:n syvyydessä on 19,4 °C.

Päätös. Maaperän lämpötilagradientti tässä tapauksessa on yhtä suuri:

Kuivan hiekan lämmönjohtavuus λ= 1,0 W/m*K. Lämpövirta maaperään määritetään kaavalla:

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

Ilmakehän pintakerroksen lämpötila määräytyy pääasiassa turbulenttisella sekoituksella, jonka voimakkuus riippuu dynaamisista tekijöistä (maanpinnan karheus ja tuulen nopeuden gradientit eri tasoilla, liikkeen mittakaava) ja lämpötekijöistä (lämpenemisen epähomogeenisuus) pinnan eri osien ja pystysuoran lämpötilan jakautumisen).

Turbulentin sekoittumisen voimakkuuden karakterisoimiseksi käytetään turbulenttista vaihtokerrointa MUTTA ja turbulenssikerroin TO. Ne liittyvät suhteeseen

K \u003d A / p(10)

missä R - ilman tiheys.

Turbulenssikerroin Vastaanottaja mitattuna m 2 / s, sadasosien tarkkuudella. Yleensä ilmakehän pintakerroksessa käytetään turbulenssikerrointa TO] korkealla G"= 1 m. Pintakerroksen sisällä:

missä z- korkeus (m).

Sinun on tiedettävä määrittämisen perusmenetelmät TO\.

Tehtävä 1. Laske pystysuoran lämpövuon pintatiheys ilmakehän pintakerroksessa sen alueen läpi, jolla ilman tiheys on normaali, turbulenssikerroin on 0,40 m 2 /s ja pystysuora lämpötilagradientti on 30,0 °C/100m.

Päätös. Laskemme pystysuoran lämpövuon pintatiheyden kaavalla

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

Tutkia ilmakehän pintakerroksen lämpötilaan vaikuttavia tekijöitä sekä vapaan ilmakehän lämpötilan jaksoittaisia ​​ja ei-jaksollisia muutoksia. Maan pinnan ja ilmakehän lämpötasapainon yhtälöt kuvaavat Maan aktiivisen kerroksen vastaanottaman energian säilymisen lakia. Harkitse lämpötaseen päivittäistä ja vuosittaista kulkua ja sen muutosten syitä.

Kirjallisuus

Luku Sh, ch. 2 § 1 -8.

Kysymyksiä itsetutkiskelua varten

1. Mitkä tekijät määräävät maaperän ja vesistöjen lämpötilan?

2. Mikä on lämpöfysikaalisten ominaisuuksien fyysinen merkitys ja miten ne vaikuttavat maaperän, ilman ja veden lämpötilajärjestelmään?

3. Mistä maaperän pinnan lämpötilan päivittäisten ja vuosittaisten vaihteluiden amplitudit riippuvat ja miten ne riippuvat?

4. Muotoile lämpötilan vaihteluiden jakautumisen peruslait maaperässä?

5. Mitä seurauksia on maaperän lämpötilan vaihteluiden jakautumisen perussäännöillä?

6. Mitkä ovat päivittäisten ja vuosittaisten lämpötilavaihteluiden keskimääräiset tunkeutumissyvyydet maaperässä ja vesistöissä?

7. Mikä on kasvillisuuden ja lumipeitteen vaikutus maaperän lämpötiloihin?

8. Mitkä ovat vesistöjen lämpötilan ominaisuudet, toisin kuin maaperän lämpöjärjestelmä?

9. Mitkä tekijät vaikuttavat ilmakehän turbulenssin voimakkuuteen?

10. Mitä turbulenssin kvantitatiivisia ominaisuuksia tiedät?

11. Mitkä ovat tärkeimmät menetelmät turbulenssikertoimen määrittämiseksi, niiden edut ja haitat?

12. Piirrä ja analysoi turbulenssikertoimen päivittäinen kulku maan ja veden pinnalla. Mitkä ovat syyt niiden eroon?

13. Miten ilmakehän pintakerroksen pystysuoran turbulentin lämpövuon pintatiheys määritetään?