Reżim termiczny atmosfery i powierzchni ziemi. Reżim termiczny powierzchni ziemi i atmosfery Średnie dzienne wahania temperatury

Jego wartość i zmiana na powierzchni bezpośrednio nagrzewanej przez promienie słoneczne. Po podgrzaniu powierzchnia ta przenosi ciepło (w zakresie fal długich) zarówno do warstw leżących poniżej, jak i do atmosfery. Sama powierzchnia nazywa się powierzchnia aktywna.

Maksymalną wartość wszystkich elementów bilansu cieplnego obserwuje się w godzinach okołopołudniowych. Wyjątkiem jest maksymalna wymiana ciepła w glebie, która przypada na godziny poranne. Maksymalne amplitudy dobowej zmienności składników bilansu cieplnego obserwuje się latem, a minimalne zimą.

W dobowym przebiegu temperatury powierzchniowej, suchej i pozbawionej roślinności, w pogodny dzień maksimum występuje po 14 godzin, a minimum to około wschodu słońca. Zachmurzenie może zakłócać dobowe wahania temperatury, powodując przesunięcie w maksimum i minimum. Wilgotność i roślinność na powierzchni mają duży wpływ na przebieg temperatury.

Maksymalna dobowa temperatura powierzchni może wynosić +80 o C lub więcej. Dzienne wahania sięgają 40 stopni. Wartości skrajnych wartości i amplitudy temperatur zależą od szerokości geograficznej miejsca, pory roku, zachmurzenia, właściwości termicznych powierzchni, jej barwy, szorstkości, charakteru pokrywy roślinnej, orientacji stoku (ekspozycji).

Rozchodzenie się ciepła z powierzchni czynnej zależy od składu podłoża i będzie determinowane przez jego pojemność cieplną i przewodność cieplną. Na powierzchni kontynentów podstawowym podłożem jest gleba, w oceanach (morze) - woda.

Ogólnie rzecz biorąc, gleby mają niższą pojemność cieplną niż woda i wyższą przewodność cieplną. Dlatego nagrzewają się i schładzają szybciej niż woda.

Czas poświęca się na przenoszenie ciepła z warstwy na warstwę, a momenty wystąpienia maksymalnych i minimalnych wartości temperatury w ciągu dnia są opóźnione co 10 cm o około 3 godziny. Im głębsza warstwa, tym mniej ciepła odbiera i tym słabsze są w niej wahania temperatury. Amplituda wahań dobowych temperatury wraz z głębokością zmniejsza się 2 razy na każde 15 cm. Na średniej głębokości około 1 m dzienne wahania temperatury gleby „zanikają”. Warstwa, na której się zatrzymują, nazywa się warstwa o stałej temperaturze dobowej.

Im dłuższy okres wahań temperatury, tym głębiej się rozprzestrzeniają. Tak więc w środkowych szerokościach geograficznych warstwa o stałej rocznej temperaturze znajduje się na głębokości 19–20 m, w wysokich szerokościach geograficznych na głębokości 25 m oraz w tropikalnych szerokościach geograficznych, gdzie roczne amplitudy temperatury są małe, na głębokości 5–10 m. lat są opóźnione średnio o 20-30 dni na metr.

Temperatura w warstwie o stałej temperaturze rocznej jest zbliżona do średniej rocznej temperatury powietrza nad powierzchnią.

Reżim termiczny atmosfery

lokalna temperatura

Całkowita zmiana temperatury w ustalonym
punkt geograficzny, w zależności od osoby
zmiany stanu powietrza i od adwekcji nazywane są
lokalna (lokalna) zmiana.
Każda stacja meteorologiczna, która się nie zmienia
jego położenie na powierzchni ziemi,
być uważane za taki punkt.
Przyrządy meteorologiczne - termometry i
termografy, umieszczone na stałe w jednym lub drugim
miejsce, zarejestruj dokładnie lokalne zmiany
temperatura powietrza.
Termometr na balonie lecącym na wietrze i
dlatego pozostając w tej samej masie
powietrze, pokazuje indywidualną zmianę
temperatura w tej masie.

Reżim termiczny atmosfery

Rozkład temperatury powietrza w
przestrzeń i jej zmiana w czasie
Stan termiczny atmosfery
zdefiniowano:
1. Wymiana ciepła z otoczeniem
(z powierzchnią pod spodem, sąsiednie
masy powietrza i przestrzeń kosmiczna).
2. Procesy adiabatyczne
(związane ze zmianami ciśnienia powietrza,
zwłaszcza podczas poruszania się w pionie
3. Procesy adwekcyjne
(przenoszenie ciepłego lub zimnego powietrza, które wpływa na temperaturę w
dany punkt)

Wymiana ciepła

Ścieżki wymiany ciepła
1) Promieniowanie
w absorpcji
promieniowanie powietrza ze słońca i ziemi
powierzchnie.
2) Przewodność cieplna.
3) Parowanie lub kondensacja.
4) Powstawanie lub topnienie lodu i śniegu.

Radiacyjna ścieżka wymiany ciepła

1. Bezpośrednia absorpcja
w troposferze jest mało promieniowania słonecznego;
może to spowodować wzrost
temperatura powietrza tylko o
około 0,5° dziennie.
2. Nieco ważniejsze jest
utrata ciepła z powietrza
promieniowanie długofalowe.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
gdzie
S - bezpośrednie promieniowanie słoneczne włączone
powierzchnia pozioma;
D - włączone rozproszone promieniowanie słoneczne
powierzchnia pozioma;
Ea jest przeciwpromieniowaniem atmosfery;
Rk i Rd — odbite od podłoża
promieniowanie krótko- i długofalowe;
Ez - promieniowanie długofalowe podłoża
powierzchnie.

Równowaga promieniowania podłoża

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
Zwróć uwagę na:
Q = S + D Jest to całkowite promieniowanie;
Rd to bardzo mała wartość i zwykle nie jest
wziąć pod uwagę;
Rk =Q *Ak, gdzie A jest albedo powierzchni;
Eef \u003d Ez - Ea
Otrzymujemy:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

Bilans cieplny podłoża

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
gdzie Lt-zh i Lzh-g - ciepło właściwe topnienia
i odpowiednio odparowanie (kondensacja);
Mn i Mk to masy wody zaangażowane w
odpowiednie przejścia fazowe;
Qa i Qp-p - strumień ciepła do atmosfery i przez
podstawowa powierzchnia do leżących poniżej warstw
gleba lub woda.

warstwa powierzchniowa i aktywna

Reżim temperaturowy instrumentu bazowego

Powierzchnia pod spodem jest
powierzchnia gruntu (gleba, woda, śnieg i
itp.), wchodząc w interakcję z atmosferą
w procesie wymiany ciepła i wilgoci.
Warstwa aktywna to warstwa gleby (w tym
roślinność i pokrywa śnieżna) lub woda,
uczestnicząc w wymianie ciepła z otoczeniem,
do głębokości której codzienna i
roczne wahania temperatury.

10. Reżim temperaturowy podłoża i warstwy aktywnej

Reżim temperaturowy instrumentu bazowego
warstwa powierzchniowa i aktywna
W glebie promieniowanie słoneczne, przenikające
do głębokości dziesiątych części milimetra,
przekształcone w ciepło, które
przekazywane do leżących poniżej warstw
przewodnictwo cieplne molekularne.
W wodzie przenika promieniowanie słoneczne
głębokości do kilkudziesięciu metrów, a transfer
ciepło do niższych warstw występuje w
burzliwy
mieszanie, termiczne
konwekcja i parowanie

11. Reżim temperaturowy podłoża i warstwy aktywnej

Reżim temperaturowy instrumentu bazowego
warstwa powierzchniowa i aktywna
Dzienne wahania temperatury
stosować:
w wodzie - do kilkudziesięciu metrów,
w glebie - mniej niż metr
Roczne wahania temperatury
stosować:
w wodzie - do setek metrów,
w glebie - 10-20 metrów

12. Reżim temperaturowy podłoża i warstwy aktywnej

Reżim temperaturowy instrumentu bazowego
warstwa powierzchniowa i aktywna
Ciepło wydobywające się na powierzchnię wody w ciągu dnia i latem przenika
na znaczną głębokość i ogrzewa duży słup wody.
Temperatura górnej warstwy i samej powierzchni wody
podnosi się niewiele.
W glebie napływające ciepło jest rozprowadzane w cienkiej cholewce
warstwa, która w ten sposób staje się bardzo gorąca.
W nocy i zimą woda traci ciepło z warstwy powierzchniowej, ale
zamiast tego pochodzi nagromadzone ciepło z niższych warstw.
Dlatego temperatura na powierzchni wody spada
powoli.
Na powierzchni gleby temperatura spada, gdy uwalniane jest ciepło
szybki:
ciepło nagromadzone w cienkiej górnej warstwie szybko ją opuszcza
bez uzupełniania od dołu.

13. Reżim temperaturowy podłoża i warstwy aktywnej

Reżim temperaturowy instrumentu bazowego
warstwa powierzchniowa i aktywna
W dzień i latem temperatura na powierzchni gleby jest wyższa niż temperatura w nocy
powierzchnia wody; niżej w nocy i zimą.
Dobowe i roczne wahania temperatury na powierzchni gleby są większe,
co więcej, znacznie więcej niż na powierzchni wody.
W ciepłym sezonie zbiornik gromadzi się dość grubą warstwą
woda, duża ilość ciepła, które na mrozie oddaje się do atmosfery
pora roku.
Gleba w ciepłym sezonie oddaje większość ciepła w nocy,
który otrzymuje w ciągu dnia, a gromadzi go niewiele zimą.
Na średnich szerokościach geograficznych, w ciepłym półroczu 1,5-3
kcal ciepła na centymetr kwadratowy powierzchni.
W chłodne dni gleba oddaje to ciepło do atmosfery. Wartość ±1,5-3
kcal/cm2 na rok to roczny cykl cieplny gleby.
Pod wpływem pokrywy śnieżnej i roślinności latem coroczna
zmniejsza się cyrkulacja ciepła w glebie; na przykład w pobliżu Leningradu o 30%.
W tropikach roczny obrót ciepła jest mniejszy niż w umiarkowanych szerokościach geograficznych, ponieważ
roczne różnice w napływie promieniowania słonecznego są mniejsze.

14. Reżim temperaturowy podłoża i warstwy aktywnej

Reżim temperaturowy instrumentu bazowego
warstwa powierzchniowa i aktywna
Roczny obrót cieplny dużych zbiorników wynosi około 20
razy więcej niż roczny obrót ciepłem
gleba.
Morze Bałtyckie wydziela powietrze w chłodne dni 52
kcal / cm2 i kumuluje się w takiej samej ilości w ciepłym sezonie.
Roczny obrót ciepłem Morza Czarnego ±48 kcal/cm2,
W wyniku tych różnic temperatura powietrza powyżej
niższa drogą morską latem i wyższa zimą niż nad lądem.

15. Reżim temperaturowy podłoża i warstwy aktywnej

Reżim temperaturowy instrumentu bazowego
warstwa powierzchniowa i aktywna
Ziemia szybko się nagrzewa i
stygnie.
Woda nagrzewa się powoli i powoli
stygnie
(ciepło właściwe wody w
3-4 razy więcej ziemi)
Roślinność zmniejsza amplitudę
dobowe wahania temperatury
powierzchnia gleby.
Pokrywa śnieżna chroni glebę przed
intensywna utrata ciepła (zimą gleba
zamarza mniej)

16.

kluczowa rola w tworzeniu
reżim temperaturowy troposfery
gra wymiany ciepła
powietrze z powierzchnią ziemi
przez przewodzenie

17. Procesy wpływające na wymianę ciepła w atmosferze

Procesy wpływające na wymianę ciepła
atmosfera
1). Turbulencja
(mieszanie
powietrze z nieuporządkowanym
chaotyczny ruch).
2). Termiczne
konwekcja
(transport lotniczy w pionie)
kierunek, który występuje, gdy
ogrzewanie warstwy spodniej)

18. Zmiany temperatury powietrza

Zmiany temperatury powietrza
1).
Okresowy
2). Nieokresowe
Zmiany nieokresowe
temperatura powietrza
Związany z adwekcją mas powietrza
z innych części ziemi
Takie zmiany są częste i znaczące w
umiarkowane szerokości geograficzne,
są kojarzone z cyklonami
działania, w małych
łuski - z lokalnymi wiatrami.

19. Okresowe zmiany temperatury powietrza

Dzienne i roczne zmiany temperatury są
charakter okresowy.
Zmiany dobowe
Temperatura powietrza zmienia się w
dzienny kurs w zależności od temperatury
powierzchni ziemi, z której
powietrze jest podgrzewane

20. Dzienna zmiana temperatury

Dzienna zmiana temperatury
Wieloletnie krzywe dobowe
temperatury są gładkimi krzywymi,
podobny do sinusoid.
W klimatologii jest to brane pod uwagę
dobowa zmiana temperatury powietrza,
uśrednione przez wiele lat.

21. na powierzchni gleby (1) iw powietrzu na wysokości 2m (2). Moskwa (MSU)

Średnia dobowa zmiana temperatury na powierzchni
gleba (1) i
w powietrzu na wysokości 2m (2). Moskwa (MSU)

22. Średnia dzienna zmiana temperatury

Średnia dzienna zmiana temperatury
Temperatura na powierzchni gleby zmienia się dobowo.
Jego minimum obserwuje się około pół godziny później
wschód słońca.
Do tego czasu bilans promieniowania powierzchni gleby
staje się równy zero - przenoszenie ciepła z górnej warstwy
efektywne promieniowanie gleby jest zrównoważone
zwiększony napływ całkowitego promieniowania.
Bezpromieniowa wymiana ciepła w tym czasie jest znikoma.

23. Średnia dzienna zmiana temperatury

Średnia dzienna zmiana temperatury
Temperatura na powierzchni gleby wzrasta do 13-14 godzin,
kiedy osiągnie maksimum w dziennym kursie.
Potem temperatura zaczyna spadać.
Bilans promieniowania w godzinach popołudniowych jednak
pozostaje pozytywny; ale
przenoszenie ciepła w ciągu dnia z wierzchniej warstwy gleby do
atmosfera powstaje nie tylko poprzez efektywną
promieniowanie, ale także poprzez zwiększoną przewodność cieplną, oraz
również przy zwiększonym parowaniu wody.
Trwa również przenoszenie ciepła w głąb gleby.
Dlatego temperatura na powierzchni gleby i spada
od 13-14 godzin do rana.

24.

25. Temperatura powierzchni gleby

Maksymalne temperatury na powierzchni gleby są zwykle wyższe
niż w powietrzu na wysokości kabiny meteorologicznej. To jest jasne:
w ciągu dnia promieniowanie słoneczne przede wszystkim ogrzewa glebę, a już
ogrzewa powietrze.
W regionie moskiewskim latem na powierzchni gołej gleby
obserwuje się temperatury do + 55 °, a na pustyniach - nawet do + 80 °.
Wręcz przeciwnie, minima temperatury w nocy występują w
powierzchnia gleby jest niższa niż w powietrzu,
ponieważ przede wszystkim grunt jest chłodzony efektywnie
promieniowanie, a już z niego powietrze jest schładzane.
Zimą w rejonie Moskwy nocne temperatury na powierzchni (w tej chwili
pokryte śniegiem) może spaść poniżej -50°, latem (oprócz lipca) - do zera. Na
Śnieżna nawierzchnia we wnętrzu Antarktydy, nawet średnia
miesięczna temperatura w czerwcu wynosi około -70°, a w niektórych przypadkach może
spaść do -90°.

26. Dzienna amplituda temperatury

Dzienny zakres temperatur
To jest różnica między maksimum
i dzienna minimalna temperatura.
Dzienny zakres temperatur
wymiany powietrza:
według pór roku,
według szerokości geograficznej
w zależności od charakteru
podłoże,
w zależności od terenu.

27. Zmiany dobowej amplitudy temperatury (Asut)

Zmiany

1. Zimą Asut jest mniej niż latem
2. Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej, dzień. malejąca:
na szerokości geograficznej 20 - 30°
na lądzie A dni = 12 ° С
na szerokości geograficznej 60° dziennie. = 6°C
3. Otwarte przestrzenie
charakteryzują się większą dobą A. :
na stepy i pustynie średnie
Asut \u003d 15-20 ° С (do 30 ° С),

28. Zmiany dobowej amplitudy temperatury (Asut)

Zmiany
dzienna amplituda temperatury (Asut)
4. Bliskość zbiorników wodnych
zmniejsza dzień.
5.Na wypukłych formach terenu
(wierzchołki i zbocza gór) Dzień. mniejszy,
niż na równinie
6. W wklęsłych formach terenu
(dziury, doliny, wąwozy itp. I więcej dni.

29. Wpływ pokrywy glebowej na temperaturę powierzchni gleby

Pokrywa roślinna ogranicza wychładzanie gleby w nocy.
Promieniowanie nocne występuje głównie z
powierzchnia samej roślinności, która będzie najbardziej
fajne.
Gleba pod roślinnością zachowuje wyższą
temperatura.
Jednak w ciągu dnia roślinność zapobiega promieniowaniu
ogrzewanie gleby.
Dzienny zakres temperatur pod roślinnością,
w ten sposób obniżona, a średnia dzienna temperatura
obniżona.
Tak więc szata roślinna na ogół chłodzi glebę.
W obwodzie leningradzkim powierzchnia gleby pod polem
zbiory mogą być o 15° zimniejsze w ciągu dnia niż
ugór. Średnio w ciągu dnia jest zimniej
odsłoniętą glebę o 6°, a nawet na głębokości 5-10 cm pozostaje
różnica 3-4 °.

30. Wpływ pokrywy glebowej na temperaturę powierzchni gleby

Pokrywa śnieżna chroni glebę zimą przed nadmierną utratą ciepła.
Promieniowanie pochodzi z powierzchni samej pokrywy śnieżnej i gleby pod nią
pozostaje cieplejszy niż goła gleba. Jednocześnie dzienna amplituda
temperatura na powierzchni gleby pod śniegiem gwałtownie spada.
W środkowej strefie europejskiego terytorium Rosji z wysokością pokrywy śnieżnej
40-50 cm, temperatura powierzchni gleby pod nim jest o 6-7 ° wyższa niż
temperatura gołej gleby i o 10° wyższa od temperatury włączonej
powierzchnia samej pokrywy śnieżnej.
Zimowa gleba zamarzająca pod śniegiem osiąga głębokość około 40 cm, a bez
śnieg może sięgać do głębokości ponad 100 cm.
Tak więc szata roślinna latem obniża temperaturę na powierzchni gleby i
przeciwnie, pokrywa śnieżna zimą ją zwiększa.
Łączny efekt pokrywy roślinnej latem i pokrywy śnieżnej zimą zmniejsza się
roczna amplituda temperatury na powierzchni gleby; ta redukcja jest
około 10° w porównaniu do gołej gleby.

31. Dystrybucja ciepła w głąb gleby

Im większa gęstość i wilgotność gleby, tym
im lepiej przewodzi ciepło, tym szybciej
rozprzestrzeniać się coraz głębiej
wahania temperatury przenikają.
Niezależnie od rodzaju gleby okres oscylacji
temperatura nie zmienia się wraz z głębokością.
Oznacza to, że nie tylko na powierzchni, ale także na
głębokości pozostaje kursem dziennym z okresem 24
godzin między kolejnymi dwoma kolejnymi
wzloty lub upadki
oraz roczny kurs trwający 12 miesięcy.

32. Dystrybucja ciepła w głąb gleby

Amplitudy oscylacji maleją wraz z głębokością.
Zwiększanie głębokości postępu arytmetycznego
prowadzi do postępującego spadku amplitudy
geometryczny.
Tak więc, jeśli na powierzchni dzienna amplituda wynosi 30°, a
na głębokości 20 cm 5°, następnie na głębokości 40 cm będzie węższy
mniej niż 1°.
Na stosunkowo małej głębokości dzienna
amplituda spada tak bardzo, że staje się
praktycznie równy zeru.
Na tej głębokości (około 70-100 cm, w różnych przypadkach)
inny) zaczyna się warstwa stałego dziennego
temperatura.

33. Dzienna zmiana temperatury w glebie na różnych głębokościach od 1 do 80 cm Pavlovsk, maj.

34. Roczne wahania temperatury

Amplituda rocznych wahań temperatury maleje od
głębokość.
Jednak wahania roczne rozciągają się na większą
głębokość, co jest całkiem zrozumiałe: za ich dystrybucję
jest więcej czasu.
Amplitudy wahań rocznych spadają prawie do
zero na głębokości około 30 m w szerokościach polarnych,
około 15-20 m w średnich szerokościach geograficznych,
około 10 m w tropikach
(gdzie i na powierzchni gleby roczne amplitudy są mniejsze,
niż w średnich szerokościach geograficznych).
Na tych głębokościach zaczyna się warstwa stałej rocznej
temperatura.

35.

Czas temperatur maksymalnych i minimalnych
zarówno w dobowym, jak i rocznym przebiegu opóźniają się z głębokością
proporcjonalnie do niej.
Jest to zrozumiałe, ponieważ rozchodzenie się ciepła zajmuje trochę czasu
głębokość.
Ekstrema dzienne na każde 10 cm głębokości są opóźnione o
2,5-3,5 godziny.
Oznacza to, że na głębokości np. 50 cm dzienne maksimum
widziany po północy.
Roczne wzloty i upadki są opóźnione o 20-30 dni o
każdy metr głębokości.
Tak więc w Kaliningradzie na głębokości 5 m minimalna temperatura
obserwowane nie w styczniu, jak na powierzchni gleby, ale w maju,
maksimum - nie w lipcu, ale w październiku

36. Roczne wahania temperatury w glebie na różnych głębokościach od 3 do 753 cm w Kaliningradzie.

37. Rozkład temperatury w glebie w pionie w różnych porach roku

Latem temperatura spada z powierzchni gleby na głębokość.
Rośnie zimą.
Wiosną najpierw rośnie, a następnie maleje.
Jesienią najpierw maleje, a potem rośnie.
Zmiany temperatury gleby wraz z głębokością w ciągu dnia lub roku można przedstawić za pomocą
za pomocą wykresu izopletowego.
Oś x przedstawia czas w godzinach lub miesiącach w roku.
Oś y to głębokość w glebie.
Każdy punkt na wykresie odpowiada określonej godzinie i określonej głębokości. Na
wykres przedstawia średnie temperatury na różnych głębokościach w różnych godzinach lub
miesiące.
Po narysowaniu izolinii łączących punkty o jednakowych temperaturach,
na przykład co stopień lub co 2 stopnie otrzymujemy rodzinę
izoplazma termiczna.
Zgodnie z tym wykresem możesz określić wartość temperatury dla dowolnej chwili dnia.
lub dzień roku i dla dowolnej głębokości na wykresie.

38. Izoplety rocznej zmienności temperatury gleby w Tbilisi

Izoplety rocznej zmienności temperatury w glebie w
Tbilisi

39. Dobowy i roczny przebieg temperatury na powierzchni zbiorników iw górnych warstwach wód

Ogrzewanie i chłodzenie rozprzestrzenia się w zbiornikach wodnych przez ponad
grubsza warstwa niż w glebie, a na dodatek posiadająca większą
pojemność cieplna niż gleba.
W wyniku tej zmiany temperatury na powierzchni wody
bardzo mały.
Ich amplituda jest rzędu dziesiątych części stopnia: około 0,1-
0,2° w umiarkowanych szerokościach geograficznych,
około 0,5° w tropikach.
Na południowych morzach ZSRR dzienna amplituda temperatury jest większa:
1-2°;
na powierzchni dużych jezior w umiarkowanych szerokościach geograficznych jeszcze bardziej:
2-5°.
Dobowe wahania temperatury wód powierzchniowych oceanów
mieć maksymalnie około 15-16 godzin, a minimum po 2-3 godzinach
po wschodzie słońca.

Rys. 40. Dobowe wahania temperatury na powierzchni morza (krzywa ciągła) i na wysokości 6 m w powietrzu (krzywa przerywana) w strefie tropikalnej

atlantycki

41. Dobowy i roczny przebieg temperatury na powierzchni zbiorników iw górnych warstwach wód

Roczna amplituda wahań temperatury powierzchni
ocean znacznie bardziej niż codziennie.
Ale to mniej niż roczna amplituda na powierzchni gleby.
W tropikach jest to około 2-3 °, przy 40 ° N. cii. około 10 °, a przy 40 ° S.
cii. około 5°.
Na morzach śródlądowych i jeziorach głębinowych,
znacznie duże amplitudy roczne - do 20° lub więcej.
W wodzie propagują się zarówno dobowe, jak i roczne wahania
(również oczywiście z opóźnieniem) na większe głębokości niż w glebie.
Dzienne wahania występują w morzu na głębokości do 15
20 m i więcej, a roczne - do 150-400 m.

42. Dzienna zmiana temperatury powietrza w pobliżu powierzchni ziemi

Temperatura powietrza zmienia się codziennie
zgodnie z temperaturą powierzchni ziemi.
Ponieważ powietrze jest ogrzewane i chłodzone przez
powierzchnia ziemi, amplituda zmienności dobowej
temperatura w kabinie meteorologicznej jest niższa,
niż na powierzchni gleby, średnio około
o jedną trzecią.

43. Dzienna zmiana temperatury powietrza w pobliżu powierzchni ziemi

Wzrost temperatury powietrza zaczyna się od wzrostu
temperatura gleby (15 minut później) rano,
po wschodzie słońca. 13-14 godzin temperatura gleby,
zaczyna spadać.
Po 14-15 godzinach wyrównuje się z temperaturą powietrza;
Od teraz z dalszym spadkiem temperatury
gleba zaczyna opadać i temperatura powietrza.
Zatem minimum w dziennym przebiegu temperatury
powietrze na powierzchni ziemi opada na czas
zaraz po wschodzie słońca,
i maksymalnie 14-15 godzin.

44. Dzienna zmiana temperatury powietrza w pobliżu powierzchni ziemi

Dzienny przebieg temperatury powietrza jest całkiem prawidłowy
objawia się tylko przy stabilnej, pogodnej pogodzie.
Średnio wydaje się to jeszcze bardziej logiczne z dużego
liczba obserwacji: długoterminowe krzywe dobowe
temperatura - krzywe gładkie, podobne do sinusoid.
Ale w niektóre dni dobowe wahania temperatury powietrza mogą:
bardzo się mylić.
To zależy od zmian zachmurzenia, które zmieniają promieniowanie
warunków na powierzchni ziemi, a także z adwekcji, czyli z
napływ mas powietrza o różnej temperaturze.
Z tych powodów minimalna temperatura może się przesunąć
nawet w ciągu dnia, a maksymalnie - w nocy.
Dobowe wahania temperatury mogą całkowicie zniknąć lub krzywa
zmiana dobowa przyjmie złożoną i nieregularną formę.

45. Dzienna zmiana temperatury powietrza w pobliżu powierzchni ziemi

Zwykły dobowy kurs nakłada się lub maskuje
nieokresowe zmiany temperatury.
Na przykład w Helsinkach w styczniu jest 24%
prawdopodobieństwo, że dobowa temperatura maksymalna
być między północą a pierwszą w nocy i
tylko 13% szans, że spadnie na
przedział czasowy od 12 do 14 godzin.
Nawet w tropikach, gdzie nieokresowe zmiany temperatury są słabsze niż w umiarkowanych szerokościach geograficznych, maksymalna
temperatury są po południu
tylko w 50% wszystkich przypadków.

46. ​​​​Dzienne wahania temperatury powietrza w pobliżu powierzchni ziemi

W klimatologii zwykle bierze się pod uwagę zmienność dobową
średnia temperatura powietrza w długim okresie.
W takim przeciętnym dziennym kursie nieokresowe zmiany
temperatury, które spadają mniej więcej równomiernie w poprzek
wszystkie godziny dnia znoszą się wzajemnie.
W rezultacie długoterminowa dobowa krzywa zmienności ma
prosty charakter zbliżony do sinusoidalnego.
Rozważmy na przykład dzienne wahania temperatury powietrza w
Moskwa w styczniu i lipcu w przeliczeniu na lata
dane.
Dla każdej godziny obliczono średnią temperaturę wieloletnią
Dni styczniowe lub lipcowe, a następnie według uzyskanej średniej
wartości godzinowe skonstruowano krzywe długoterminowe
kurs dzienny na styczeń i lipiec.

47. Dzienny przebieg temperatury powietrza w Moskwie w styczniu i lipcu. Liczby wskazują średnie miesięczne temperatury w styczniu i lipcu.

48. Dzienne zmiany amplitudy temperatury powietrza

Dzienna amplituda temperatury powietrza zmienia się w zależności od pory roku,
szerokości geograficznej, a także w zależności od charakteru gleby i
teren.
Zimą jest mniej niż latem, podobnie jak amplituda
temperatura podłoża.
Wraz ze wzrostem szerokości geograficznej dzienna amplituda temperatury
powietrze maleje wraz ze zmniejszaniem się południa wysokości słońca
nad horyzontem.
Pod szerokościami geograficznymi 20-30 ° na lądzie średnia roczna dobowa
amplituda temperatury około 12°,
pod szerokością geograficzną 60° około 6°,
pod szerokością geograficzną 70° tylko 3°.
Na najwyższych szerokościach geograficznych, gdzie słońce nie wschodzi lub
przychodzi wiele dni z rzędu, regularny codzienny kurs
w ogóle nie ma temperatury.

49. Wpływ charakteru gleby i pokrywy glebowej

Im większy dobowy zakres samej temperatury
powierzchnia gleby, tym większa amplituda dobowa
temperatura powietrza powyżej.
Na stepach i pustyniach średnia dzienna amplituda
osiąga 15-20°, czasem 30°.
Mniejszy jest powyżej obfitej pokrywy roślinnej.
Bliskość źródeł wody wpływa również na amplitudę dobową.
baseny: na obszarach przybrzeżnych jest obniżony.

50. Wpływ ulgi

Na wypukłych rzeźbach terenu (na szczytach i na
zboczach gór i wzgórz) dobowy zakres temperatur
powietrze jest zredukowane w porównaniu z terenem płaskim.
W ukształtowaniach wklęsłych (w dolinach, wąwozach i zagłębieniach)
zwiększony.
Powodem jest to, że na wypukłych ukształtowaniach terenu
powietrze ma zmniejszoną powierzchnię kontaktu z
pod spodem i jest szybko usuwany z niej, wymieniany
nowe masy powietrza.
W rzeźbach wklęsłych powietrze nagrzewa się silniej od
powierzchnia i stagnacja bardziej w ciągu dnia i w nocy
ochładza się mocniej i spływa po zboczach. Ale w wąskim
wąwozy, gdzie zarówno napływ promieniowania, jak i promieniowanie efektywne
zmniejszone, dobowe amplitudy są mniejsze niż w szerokim
doliny

51. Wpływ mórz i oceanów

Małe dobowe amplitudy temperatury na powierzchni
morza mają również małe amplitudy dobowe
temperatura powietrza nad morzem.
Jednak te ostatnie są nadal wyższe niż dzienne
amplitudy na samej powierzchni morza.
Amplitudy dobowe na powierzchni otwartego oceanu
mierzone tylko w dziesiątych częściach stopnia;
ale w dolnej warstwie powietrza nad oceanem osiągają 1 -
1,5°),
i więcej nad morzami śródlądowymi.
Amplitudy temperatury w powietrzu wzrastają, ponieważ
są pod wpływem adwekcji mas powietrza.
Ważną rolę odgrywa również bezpośrednie wchłanianie.
promieniowanie słoneczne przez dolne warstwy powietrza w ciągu dnia i
promieniowanie z nich w nocy.

52. Zmiana dobowej amplitudy temperatury wraz z wysokością

Dzienne wahania temperatury w atmosferze sięgają
silniejsza warstwa niż dzienne wahania w oceanie.
Na wysokości 300 m nad ziemią amplituda dziennej zmiany temperatury
około 50% amplitudy na powierzchni ziemi, a wartości ekstremalne
temperatury przychodzą 1,5-2 godziny później.
Na wysokości 1 km dzienny zakres temperatur nad lądem wynosi 1-2°,
na wysokości 2-5 km 0,5-1 °, a maksymalne zmiany w ciągu dnia do
wieczór.
Nad morzem dzienna amplituda temperatury nieznacznie wzrasta wraz z
wysoko na niższych kilometrach, ale nadal pozostaje mały.
Małe dobowe wahania temperatury są wykrywane nawet
w górnej troposferze iw dolnej stratosferze.
Ale tam są już determinowane przez procesy absorpcji i emisji
promieniowanie przez powietrze, a nie przez wpływy powierzchni ziemi.

53. Wpływ terenu

W górach, gdzie wpływ podłoża jest większy niż na
odpowiednie wysokości w wolnej atmosferze, codziennie
amplituda maleje wraz ze wzrostem wolniej.
Na poszczególnych szczytach górskich, na wysokości 3000 m i więcej,
dzienna amplituda może nadal wynosić 3-4 °.
Na wysokich, rozległych płaskowyżach dobowy zakres temperatur
powietrze tego samego rzędu co na nizinach: promieniowanie pochłaniane
a efektywne promieniowanie jest tutaj duże, podobnie jak powierzchnia
kontakt powietrza z glebą.
Dzienny zakres temperatury powietrza na stacji Murghab o godz
W Pamirze średnia roczna wynosi 15,5°, podczas gdy w Taszkencie 12°.

54.

55. Promieniowanie powierzchni ziemi

Górne warstwy gleby i wody, zaśnieżone
osłona i sama roślinność promieniują
promieniowanie długofalowe; ten ziemski
promieniowanie jest często określane jako samoistne
promieniowanie z powierzchni ziemi.

56. Promieniowanie powierzchni ziemi

Temperatury bezwzględne powierzchni ziemi
mieszczą się w zakresie od 180 do 350°.
W tych temperaturach emitowane promieniowanie
praktycznie leży w zasięgu
4-120 mikronów,
a maksimum jego energii przypada na długości fal
10-15 mikronów.
Dlatego całe to promieniowanie
podczerwień, niewidoczna dla oka.

57.

58. Promieniowanie atmosferyczne

Atmosfera nagrzewa się, pochłaniając zarówno promieniowanie słoneczne
(choć w stosunkowo niewielkiej części, około 15% całości
ilości przychodzącej na Ziemię) i własnej
promieniowanie z powierzchni ziemi.
Ponadto odbiera ciepło z powierzchni ziemi.
przez przewodzenie ciepła, a także przez parowanie i
późniejsza kondensacja pary wodnej.
Podgrzana atmosfera sama się promieniuje.
Podobnie jak powierzchnia ziemi promieniuje niewidzialną
promieniowanie podczerwone w tym samym zakresie
długości fal.

59. Licznik promieniowania

Większość (70%) promieniowania atmosferycznego pochodzi z
powierzchnia ziemi, reszta idzie w świat
przestrzeń.
Promieniowanie atmosferyczne docierające do powierzchni ziemi nazywamy przeciwpromieniowaniem.
Nadchodzi, ponieważ jest ukierunkowany na
samopromieniowanie powierzchni ziemi.
Powierzchnia Ziemi pochłania to przeciwpromieniowanie
prawie w całości (o 90-99%). Tak więc jest
dla powierzchni ziemi jest ważnym źródłem ciepła w
dodatek do pochłoniętego promieniowania słonecznego.

60. Licznik promieniowania

Promieniowanie licznika wzrasta wraz ze wzrostem zachmurzenia,
ponieważ same chmury silnie promieniują.
Dla stacji płaskich o umiarkowanych szerokościach geograficznych średnia
natężenie promieniowania licznika (dla każdego
centymetr kwadratowy poziomej ziemi
powierzchnia na minutę)
około 0,3-0,4 kcal,
na stacjach górskich - ok. 0,1-0,2 cal.
Jest to zmniejszenie przeciwpromieniowania wraz ze wzrostem
ze względu na spadek zawartości pary wodnej.
Największe promieniowanie przeciwne występuje na równiku, gdzie
atmosfera jest najgorętsza i najbogatsza w parę wodną.
W pobliżu równika średnio 0,5-0,6 cal/cm2 min,
W polarnych szerokościach geograficznych do 0,3 cal/cm2 min.

61. Licznik promieniowania

Główna substancja w atmosferze, która pochłania
promieniowanie ziemskie i wysyłanie nadchodzące
promieniowanie, to para wodna.
Pochłania promieniowanie podczerwone w dużym
obszar widmowy - od 4,5 do 80 mikronów, z wyjątkiem
odstęp między 8,5 a 11 mikronów.
O średniej zawartości pary wodnej w atmosferze
promieniowanie o długości fali od 5,5 do 7,0 mikronów lub więcej
wchłonięty prawie całkowicie.
Tylko w zakresie 8,5-11 mikronów promieniowania ziemskiego
przechodzi przez atmosferę w przestrzeń kosmiczną.

62.

63.

64. Skuteczne promieniowanie

Promieniowanie przeciwne jest zawsze nieco mniejsze niż promieniowanie naziemne.
Nocą, gdy nie ma promieniowania słonecznego, pojawia się powierzchnia ziemi
tylko przeciwdziałać promieniowaniu.
Powierzchnia ziemi traci ciepło z powodu dodatniej różnicy między
promieniowanie własne i przeciwne.
Różnica między własnym promieniowaniem Ziemi
powierzchniowe i przeciwpromieniowanie atmosfery,
zwane promieniowaniem efektywnym

65. Wydajne promieniowanie

Efektywne promieniowanie to
strata netto energii promieniowania oraz
stąd ciepło z powierzchni ziemi
w nocy

66. Skuteczne promieniowanie

Wraz ze wzrostem zachmurzenia, rosnącym
promieniowanie przeciw promieniowaniu, efektywne promieniowanie
zmniejsza się.
W pochmurną pogodę skuteczne promieniowanie
znacznie mniej niż w jasnym;
Przy pochmurnej pogodzie mniej i w nocy
chłodzenie powierzchni ziemi.

67. Skuteczne promieniowanie

Oczywiście efektywne promieniowanie,
istnieje również w ciągu dnia.
Ale w ciągu dnia nakłada się lub częściowo
kompensowane przez pochłonięte słońce
promieniowanie. Dlatego powierzchnia ziemi
cieplej w dzień niż w nocy, w efekcie czego
między innymi i efektywne promieniowanie
więcej w ciągu dnia.

68. Skuteczne promieniowanie

Pochłanianie promieniowania ziemskiego i wysyłanie nadchodzących
promieniowanie do powierzchni ziemi, atmosfery
najbardziej zmniejsza chłodzenie tych ostatnich w
pora nocna.
W ciągu dnia niewiele robi, aby zapobiec nagrzewaniu się ziemi.
powierzchni przez promieniowanie słoneczne.
To jest wpływ atmosfery na reżim termiczny ziemi
powierzchnia nazywana jest efektem cieplarnianym.
ze względu na zewnętrzną analogię z działaniem okularów
szklarnie.

69. Skuteczne promieniowanie

Ogólnie powierzchnia ziemi w medium
szerokości geograficzne tracą skuteczność
promieniowanie o połowę tego
ilość ciepła, którą otrzymuje
z pochłoniętego promieniowania.

70. Bilans promieniowania powierzchni ziemi

Różnica między promieniowaniem zaabsorbowanym a bilansem promieniowania powierzchni ziemi W przypadku pokrywy śnieżnej bilans promieniowania
osiąga wartości dodatnie tylko na wysokości
słońce ma około 20-25 °, ponieważ przy dużym albedo śniegu
jego absorpcja całkowitego promieniowania jest niewielka.
W ciągu dnia bilans promieniowania wzrasta wraz ze wzrostem wysokości.
słońce i maleje wraz z jego spadkiem.
W nocy, kiedy nie ma całkowitego promieniowania,
ujemny bilans promieniowania to
efektywne promieniowanie
i dlatego niewiele się zmienia w nocy, chyba że
warunki zachmurzenia pozostają takie same.

76. Bilans promieniowania powierzchni Ziemi

Średnie wartości południowe
bilans promieniowania w Moskwie:
latem przy bezchmurnym niebie - 0,51 kW/m2,
zimą przy bezchmurnym niebie - 0,03 kW/m2
lato w przeciętnych warunkach
zachmurzenie - 0,3 kW/m2,
zima w przeciętnych warunkach
zachmurzenie wynosi około 0 kW/m2.

77.

78.

79. Bilans promieniowania powierzchni Ziemi

Bilans promieniowania jest określany przez miernik równowagi.
Ma jedną poczerniałą płytkę odbiorczą
skierowana ku niebu
a drugi - na powierzchnię ziemi.
Różnica w ogrzewaniu płyt pozwala
określić wartość bilansu promieniowania.
W nocy jest równa wartości efektywnej
promieniowanie.

80. Promieniowanie w przestrzeń światową

Większość promieniowania z powierzchni ziemi
wchłaniane w atmosferze.
Przechodzi tylko w zakresie długości fal 8,5-11 mikronów
atmosfera w przestrzeni świata.
Ta kwota wychodząca wynosi tylko 10%, z
napływ promieniowania słonecznego do granicy atmosfery.
Ale dodatkowo sama atmosfera promieniuje na świat
przestrzeń około 55% energii z przychodzącej
Promieniowanie słoneczne,
czyli kilka razy większy niż powierzchnia ziemi.

81. Promieniowanie w przestrzeń światową

Promieniowanie z niższych warstw atmosfery jest pochłaniane przez
leżące na nim warstwy.
Ale gdy oddalasz się od powierzchni ziemi, zawartość
para wodna, główny pochłaniacz promieniowania,
zmniejsza się i potrzebna jest coraz grubsza warstwa powietrza,
pochłaniać promieniowanie pochodzące z
leżące poniżej warstwy.
Zaczynając od pewnej wysokości pary wodnej w ogóle
nie wystarcza do wchłonięcia całego promieniowania,
pochodzące z dołu, a z tych górnych warstw część
promieniowanie atmosferyczne trafi na świat
przestrzeń.
Z obliczeń wynika, że ​​najsilniej promieniujące w
Przestrzenne warstwy atmosfery leżą na wysokości 6-10 km.

82. Promieniowanie w przestrzeń światową

Długofalowe promieniowanie powierzchni ziemi i
atmosfera w kosmos nazywa się
promieniowanie wychodzące.
To około 65 jednostek, jeśli weźmiemy za 100 jednostek
napływ promieniowania słonecznego do atmosfery. Razem z
odbita i rozproszona krótkofalowa energia słoneczna
promieniowanie, które ucieka z atmosfery w
ilość około 35 jednostek (albedo planetarne Ziemi),
to wychodzące promieniowanie kompensuje napływ energii słonecznej
promieniowanie do ziemi.
Tym samym Ziemia wraz z atmosferą traci
tyle promieniowania, ile otrzymuje, tj.
jest w stanie promieniowania (promieniowania)
saldo.

83. Bilans promieniowania

Qprzychodzące = Qoutput
Q nadchodzące \u003d I * S projekcje * (1-A)
σ
1/4
T =
Q przepływ = S grunt * * T4
T=
0
252K

84. Stałe fizyczne

I - Stała słoneczna - 1378 W/m2
R(Ziemia) - 6367 km.
A - średnie albedo Ziemi - 0,33.
Σ - Stała Stefana-Boltzmanna -5,67 * 10 -8
W/m2K4

transkrypcja

1 REŻIM TERMICZNY ATMOSFERY I POWIERZCHNI ZIEMI

2 Bilans cieplny powierzchni ziemi Promieniowanie całkowite i przeciwpromieniowanie atmosfery wnika w powierzchnię ziemi. Są wchłaniane przez powierzchnię, to znaczy ogrzewają górne warstwy gleby i wody. Jednocześnie sama powierzchnia ziemi promieniuje i traci ciepło.

3 Powierzchnia ziemi (powierzchnia czynna, powierzchnia pod nią), tj. powierzchnia gleby lub wody (roślinność, śnieg, pokrywa lodowa), w sposób ciągły odbiera i oddaje ciepło na różne sposoby. Poprzez powierzchnię ziemi ciepło jest przenoszone w górę do atmosfery iw dół do gleby lub wody. W dowolnym okresie ta sama ilość ciepła wznosi się i opada z powierzchni ziemi, co w tym czasie odbiera z góry i z dołu. Gdyby było inaczej, nie byłoby spełnione prawo zachowania energii: należałoby założyć, że energia powstaje lub znika na powierzchni ziemi. Suma algebraiczna wszystkich dopływów i odpływów ciepła na powierzchni ziemi powinna być równa zeru. Wyraża to równanie bilansu cieplnego powierzchni ziemi.

4 równanie bilansu ciepła Aby napisać równanie bilansu ciepła, najpierw łączymy promieniowanie pochłonięte Q (1-A) i promieniowanie efektywne Eef = Ez - Ea w bilans promieniowania: B=S +D R + Ea Ez lub B= Q (1 - A) - Eef

5 Bilans promieniowania powierzchni ziemi - Jest to różnica pomiędzy promieniowaniem zaabsorbowanym (promieniowanie całkowite minus odbite) a promieniowaniem efektywnym (promieniowanie powierzchni ziemi minus promieniowanie przeciwne) B=S +D R + Ea Ez B=Q(1-A)- Eef 0 Dlatego V= - Eeff

6 1) Napływ ciepła z powietrza lub jego uwolnienie do powietrza przez przewodnictwo cieplne, oznaczamy P 2) Ten sam dochód lub zużycie przez wymianę ciepła z głębszymi warstwami gleby lub wody, nazwiemy A. 3) Strata ciepła podczas parowania lub jego dotarcia podczas kondensacji na powierzchni ziemi, oznaczamy LE, gdzie L to ciepło właściwe parowania, a E to parowanie/kondensacja (masa wody). Następnie równanie bilansu cieplnego powierzchni ziemi zostanie zapisane w następujący sposób: B \u003d P + A + LE Równanie bilansu cieplnego odnosi się do jednostki powierzchni aktywnej powierzchni Wszystkie jej elementy są przepływami energii Mają wymiar W/m 2

7, znaczenie równania polega na tym, że równowaga radiacyjna na powierzchni ziemi jest równoważona przez niepromienisty transfer ciepła. Równanie jest ważne przez dowolny okres czasu, w tym przez wiele lat.

8 Składniki bilansu cieplnego układu Ziemia-atmosfera Otrzymywane od słońca Uwalniane przez powierzchnię Ziemi

9 Opcje bilansu cieplnego Q Bilans promieniowania LE Strata ciepła przez parowanie H Turbulentny strumień ciepła z (do) atmosfery od podłoża G -- Strumień ciepła do (z) głębokości gruntu

10 Przybycie i zużycie B=Q(1-A)-Eef B= P+A+LE Q(1-A)- Strumień promieniowania słonecznego, częściowo odbijając, wnika głęboko w warstwę aktywną na różne głębokości i zawsze ją ogrzewa Skuteczne promieniowanie zwykle chłodzi powierzchnię Eeff Parowanie zawsze chłodzi powierzchnię LE Strumień ciepła do atmosfery Р chłodzi powierzchnię w ciągu dnia, kiedy jest gorętsze niż powietrze, ale ogrzewa ją w nocy, gdy atmosfera jest cieplejsza niż powierzchnia ziemi. Ciepło napływa do gruntu A, odprowadza nadmiar ciepła w ciągu dnia (schładza powierzchnię), ale w nocy oddaje brakujące ciepło z głębin

11 Średnia roczna temperatura powierzchni ziemi i warstwy aktywnej zmienia się nieznacznie z roku na rok Z dnia na dzień i z roku na rok średnia temperatura warstwy aktywnej i powierzchni ziemi zmienia się nieznacznie w każdym miejscu. Oznacza to, że w ciągu dnia w głąb gleby lub wody dostaje się prawie tyle samo ciepła, co w nocy. Jednak w letnie dni upał spada nieco bardziej niż z dołu. Dlatego warstwy gleby i wody oraz ich powierzchnia nagrzewają się z dnia na dzień. Zimą zachodzi proces odwrotny. Te sezonowe zmiany dopływu i oddawania ciepła w glebie i wodzie są prawie zrównoważone w ciągu roku, a średnia roczna temperatura powierzchni ziemi i warstwy czynnej zmienia się nieznacznie z roku na rok.

12 Powierzchnia pod nią to powierzchnia ziemi, która bezpośrednio oddziałuje z atmosferą.

13 Powierzchnia czynna Rodzaje wymiany ciepła powierzchni czynnej Jest to powierzchnia gleby, roślinności i wszelkiego rodzaju powierzchni lądu i oceanu (wody), która pochłania i oddaje ciepło, reguluje reżim cieplny samego organizmu oraz przylegająca warstwa powietrza (warstwa powierzchniowa)

14 Orientacyjne wartości parametrów właściwości cieplnych warstwy aktywnej ziemi Substancja Gęstość Kg/m3 Pojemność cieplna J/(kgK) Przewodność cieplna W/(mK) powietrze 1,02 woda, 63 lód, 5 śnieg , 11 drewno, 0 piasek, 25 kamień, 0

15 Jak ziemia się nagrzewa: przewodność cieplna jest jednym z rodzajów wymiany ciepła

16 Mechanizm przewodzenia ciepła (przenoszenie ciepła w głąb ciała) Przewodzenie ciepła jest jednym z rodzajów przekazywania ciepła z bardziej nagrzanych części ciała do mniej nagrzanych, co prowadzi do wyrównania temperatury. Jednocześnie energia w ciele jest przekazywana z cząstek (cząsteczek, atomów, elektronów) o wyższej energii do cząstek o niższej energii.przepływ q jest proporcjonalny do gradacji T, czyli gdzie λ jest współczynnikiem przewodzenia ciepła, czyli po prostu przewodność cieplna, nie zależy od stopnia T. λ zależy od stanu skupienia substancji (patrz tabela), jej struktury atomowej i molekularnej, temperatury i ciśnienia, składu (w przypadku mieszaniny lub roztworu) itp. Strumień ciepła do gruntu W równaniu bilansu cieplnego jest to A G T c z

17 Przenoszenie ciepła do gruntu odbywa się zgodnie z prawami przewodnictwa cieplnego Fouriera (1 i 2) 1) Okres wahań temperatury nie zmienia się wraz z głębokością 2) Amplituda wahań maleje wykładniczo wraz z głębokością

18 Rozchodzenie się ciepła w głąb gleby Im większa gęstość i wilgotność gleby, tym lepiej przewodzi ciepło, tym szybciej rozprzestrzenia się w głąb i głębiej przenikają wahania temperatury. Jednak niezależnie od rodzaju gleby okres wahań temperatury nie zmienia się wraz z głębokością. Oznacza to, że nie tylko na powierzchni, ale także na głębokości, istnieje kurs dzienny z okresem 24 godzin pomiędzy każdymi dwoma kolejnymi maksimami lub minimami oraz kurs roczny z okresem 12 miesięcy.

19 Kształtowanie się temperatury w górnej warstwie gleby (co pokazują wykręcone termometry) Amplituda wahań maleje wykładniczo. Poniżej pewnej głębokości (około cm cm) temperatura prawie się nie zmienia w ciągu dnia.

20 Dobowe i roczne wahania temperatury powierzchni gleby Temperatura na powierzchni gleby zmienia się dobowo: minimum obserwuje się około pół godziny po wschodzie słońca. Do tego czasu bilans promieniowania powierzchni gleby staje się równy zeru, a przenoszenie ciepła z górnej warstwy gleby przez promieniowanie efektywne jest równoważone zwiększonym dopływem promieniowania całkowitego. Bezpromieniowa wymiana ciepła w tym czasie jest znikoma. Wtedy temperatura na powierzchni gleby wzrasta do godzin, kiedy w dobowym przebiegu osiąga maksimum. Potem temperatura zaczyna spadać. Bilans promieniowania po południu pozostaje dodatni; jednak w ciągu dnia ciepło jest uwalniane z górnej warstwy gleby do atmosfery nie tylko poprzez efektywne promieniowanie, ale także poprzez zwiększoną przewodność cieplną, a także zwiększone parowanie wody. Trwa również przenoszenie ciepła w głąb gleby. Dlatego temperatura na powierzchni gleby spada od godzin do porannego minimum.

21 Dobowe wahania temperatury w glebie na różnych głębokościach, amplitudy wahań zmniejszają się wraz z głębokością. Tak więc, jeśli na powierzchni dzienna amplituda wynosi 30, a na głębokości 20 cm - 5, to na głębokości 40 cm będzie już mniejsza niż 1. Przy stosunkowo małej głębokości dzienna amplituda spada do zera. Na tej głębokości (około cm) zaczyna się warstwa o stałej temperaturze dobowej. Pawłowsk, maj. Amplituda rocznych wahań temperatury maleje wraz z głębokością zgodnie z tym samym prawem. Jednak roczne wahania rozprzestrzeniają się na większą głębokość, co jest całkiem zrozumiałe: jest więcej czasu na ich propagację. Amplitudy wahań rocznych spadają do zera na głębokości ok. 30 m na szerokościach polarnych, ok. 10 m na średnich szerokościach i ok. 10 m w tropikach (gdzie amplitudy roczne są również mniejsze na powierzchni gleby niż w środkowe szerokości geograficzne). Na tych głębokościach zaczyna się warstwa o stałej temperaturze rocznej. Cykl dobowy w glebie słabnie wraz z głębokością pod względem amplitudy i opóźnia się w fazie w zależności od wilgotności gleby: maksimum występuje wieczorem na lądzie i nocą na wodzie (to samo dotyczy minimum rano i po południu)

22 Fourierowskie prawa przewodnictwa cieplnego (3) 3) Opóźnienie fazy drgań wzrasta liniowo wraz z głębokością. czas wystąpienia maksymalnych temperatur przesuwa się w stosunku do wyższych warstw o ​​kilka godzin (w kierunku wieczoru, a nawet nocy)

23 Czwarte prawo Fouriera Głębokości warstw o ​​stałej temperaturze dobowej i rocznej są odniesione do siebie jako pierwiastki kwadratowe z okresów oscylacji, czyli jako 1:365. Oznacza to, że głębokość zanikania oscylacji rocznych wynosi 19 razy większa niż głębokość, na której dobowe wahania są tłumione. I to prawo, podobnie jak pozostałe prawa Fouriera, jest dość dobrze potwierdzone obserwacjami.

24 Kształtowanie się temperatury w całej aktywnej warstwie gleby (co pokazują termometry spalinowe) 1. Okres wahań temperatury nie zmienia się wraz z głębokością 2. Poniżej pewnej głębokości temperatura nie zmienia się w ciągu roku. 3. Głębokość propagacji wahań rocznych jest około 19 razy większa niż wahań dobowych

25 Penetracja wahań temperatury w głąb gruntu zgodnie z modelem przewodnictwa cieplnego

26 . Średnie dobowe wahania temperatury na powierzchni gleby (P) iw powietrzu na wysokości 2 m (V). Pawłowsk, czerwiec. Maksymalne temperatury na powierzchni gleby są zwykle wyższe niż w powietrzu na wysokości kabiny meteorologicznej. Jest to zrozumiałe: w ciągu dnia promieniowanie słoneczne przede wszystkim ogrzewa glebę, a już od niej nagrzewa się powietrze.

27 roczny przebieg temperatury gleby Oczywiście w ciągu roku zmienia się również temperatura powierzchni gleby. W tropikalnych szerokościach geograficznych jego roczna amplituda, tj. różnica długoterminowych średnich temperatur najcieplejszych i najzimniejszych miesięcy w roku, jest niewielka i rośnie wraz z szerokością geograficzną. Na półkuli północnej na 10 szerokości geograficznej wynosi około 3, na 30 szerokości geograficznej około 10, na 50 szerokości geograficznej wynosi średnio około 25.

28 Wahania temperatury gleby łagodzą się wraz z głębokością w amplitudzie i opóźnieniu w fazie, maksymalnym przesunięciem na jesień, a minimalnym na wiosnę. Roczne maksima i minima opóźnienia w dniach na każdy metr głębokości. Roczne wahania temperatury w glebie na różnych głębokościach od 3 do 753 cm w Kaliningradzie. W szerokościach tropikalnych roczna amplituda, tj. różnica długoterminowych średnich temperatur najcieplejszych i najzimniejszych miesięcy w roku, jest niewielka i rośnie wraz z szerokością geograficzną. Na półkuli północnej na 10 szerokości geograficznej wynosi około 3, na 30 szerokości geograficznej około 10, na 50 szerokości geograficznej wynosi średnio około 25.

29 Metoda izopletów termicznych Wizualnie przedstawia wszystkie cechy zmienności temperatury zarówno w czasie, jak i na głębokości (w jednym punkcie) Przykład zmienności rocznej i dobowej Izoplety zmienności rocznej temperatury w glebie w Tbilisi

30 Dobowy przebieg temperatury powietrza warstwy przypowierzchniowej Temperatura powietrza zmienia się w dobowym przebiegu zgodnie z temperaturą powierzchni ziemi. Ponieważ powietrze jest ogrzewane i schładzane z powierzchni ziemi, amplituda zmian temperatury w ciągu doby w kabinie meteorologicznej jest mniejsza niż na powierzchni gleby, średnio o około jedną trzecią. Wzrost temperatury powietrza rozpoczyna się wraz ze wzrostem temperatury gleby (15 minut później) rano, po wschodzie słońca. W ciągu kilku godzin temperatura gleby, jak wiemy, zaczyna spadać. W ciągu kilku godzin wyrównuje się z temperaturą powietrza; od tego czasu, wraz z dalszym spadkiem temperatury gleby, zaczyna spadać również temperatura powietrza. Tak więc minimum w dobowym przebiegu temperatury powietrza przy powierzchni ziemi przypada na czas tuż po wschodzie słońca, a maksimum na godziny.

32 Różnice w reżimie termicznym gleby i zbiorników wodnych Istnieją znaczne różnice w charakterystyce grzewczej i termicznej warstw powierzchniowych gleby i górnych warstw zbiorników wodnych. W glebie ciepło jest rozprowadzane w pionie przez przewodnictwo molekularne, a w lekko poruszającej się wodzie także przez turbulentne mieszanie warstw wody, co jest znacznie wydajniejsze. Turbulencje w zbiornikach wodnych są spowodowane przede wszystkim falami i prądami. Ale w nocy i w zimnych porach konwekcja termiczna również dołącza do tego rodzaju turbulencji: woda schłodzona na powierzchni dzięki zwiększonej gęstości opada i jest zastępowana przez cieplejszą wodę z niższych warstw.

33 Cechy temperatury zbiorników wodnych związane z dużymi współczynnikami turbulentnej wymiany ciepła Wahania dobowe i roczne w wodzie przenikają na znacznie większe głębokości niż w glebie Amplitudy temperatury są znacznie mniejsze i prawie takie same w UML jezior i mórz Strumienie ciepła w aktywna warstwa wody jest wielokrotnie w glebie

34 Wahania dobowe i roczne W rezultacie dobowe wahania temperatury wody sięgają do głębokości około kilkudziesięciu metrów, aw glebie do mniej niż jednego metra. Roczne wahania temperatury w wodzie sięgają do głębokości setek metrów, a w glebie tylko do m. Tak więc ciepło, które w ciągu dnia i latem dochodzi do powierzchni wody przenika na znaczną głębokość i nagrzewa się na dużą grubość Z wody. Jednocześnie temperatura górnej warstwy i samej powierzchni wody nieznacznie wzrasta. W glebie napływające ciepło jest rozprowadzane w cienkiej górnej warstwie, która jest w ten sposób silnie nagrzewana. Wymiana ciepła z głębszymi warstwami w równaniu bilansu cieplnego „A” dla wody jest znacznie większa niż dla gleby, a strumień ciepła do atmosfery „P” (turbulencja) jest odpowiednio mniejszy. W nocy i zimą woda traci ciepło z warstwy powierzchniowej, ale zamiast tego pochodzi ciepło zakumulowane z warstw leżących poniżej. Dlatego temperatura na powierzchni wody powoli spada. Na powierzchni gleby temperatura gwałtownie spada podczas wydzielania ciepła: ciepło nagromadzone w cienkiej górnej warstwie szybko ją opuszcza bez uzupełniania od dołu.

35 Uzyskano mapy turbulentnej wymiany ciepła w atmosferze i leżącej pod nią powierzchni

36 W oceanach i morzach parowanie również odgrywa rolę w mieszaniu się warstw i związanym z tym przenoszeniu ciepła. Wraz ze znacznym parowaniem z powierzchni morza, górna warstwa wody staje się bardziej słona i gęsta, w wyniku czego woda opada z powierzchni w głąb. Ponadto promieniowanie wnika głębiej w wodę niż w glebie. Wreszcie pojemność cieplna wody jest duża w porównaniu z gruntem, a ta sama ilość ciepła nagrzewa masę wody do temperatury niższej niż ta sama masa gruntu. POJEMNOŚĆ CIEPLNA - Ilość ciepła pochłoniętego przez ciało po podgrzaniu o 1 stopień (Celsjusza) lub oddanego po ochłodzeniu o 1 stopień (Celsjusza) lub zdolność materiału do akumulacji energii cieplnej.

37 Ze względu na te różnice w rozkładzie ciepła: 1. W okresie ciepłym woda akumuluje dużą ilość ciepła w wystarczająco grubej warstwie wody, która w porze zimnej jest uwalniana do atmosfery. 2. W porze ciepłej gleba oddaje w nocy większość ciepła, które otrzymuje w ciągu dnia i akumuluje go niewiele zimą. W wyniku tych różnic temperatura powietrza nad morzem jest niższa latem i wyższa zimą niż nad lądem. Na środkowych szerokościach geograficznych, w ciepłym półroczu, w glebie akumuluje się 1,5-3 kcal ciepła na centymetr kwadratowy powierzchni. W chłodne dni gleba oddaje to ciepło do atmosfery. Wartość ±1,5 3 kcal/cm 2 na rok to roczny cykl cieplny gleby.

38 Amplitudy rocznej zmiany temperatury określają klimat kontynentalny lub morski Mapa amplitud rocznych zmian temperatury w pobliżu powierzchni Ziemi

39 Położenie miejsca względem linii brzegowej istotnie wpływa na reżim temperatury, wilgotności, zachmurzenia, opadów oraz determinuje stopień kontynentalizmu klimatu.

40 Kontynentyczność klimatu Kontynentywność klimatu to zespół charakterystycznych cech klimatu, zdeterminowanych wpływem kontynentu na procesy kształtowania się klimatu. W klimacie nadmorskim (klimacie morskim) obserwuje się małe roczne amplitudy temperatury powietrza w porównaniu z klimatem kontynentalnym nad lądem o dużych rocznych amplitudach temperatury.

41 Roczna zmienność temperatury powietrza na szerokości 62 N: na Wyspach Owczych i Jakucku odzwierciedla położenie geograficzne tych punktów: w pierwszym przypadku - w pobliżu zachodniego wybrzeża Europy, w drugim - we wschodniej części Azji

42 Średnia roczna amplituda w Torshavn 8, w Jakucku 62 C. Na kontynencie Eurazji obserwuje się wzrost rocznej amplitudy w kierunku z zachodu na wschód.

43 Eurazja – kontynent o największym rozkładzie klimatu kontynentalnego Ten typ klimatu jest typowy dla wewnętrznych rejonów kontynentów. Klimat kontynentalny dominuje w znacznej części terytorium Rosji, Ukrainy, Azji Środkowej (Kazachstan, Uzbekistan, Tadżykistan), Chin Wewnętrznych, Mongolii, wewnętrznych regionów USA i Kanady. Klimat kontynentalny prowadzi do powstawania stepów i pustyń, ponieważ większość wilgoci mórz i oceanów nie dociera do regionów śródlądowych.

Wskaźnik kontynentalizmu 44 jest liczbową cechą kontynentalizmu klimatu. Istnieje wiele opcji dla I K, które opierają się na takiej lub innej funkcji rocznej amplitudy temperatury powietrza A: według Gorchinsky'ego, według Konrada, według Zenkera, według Khromova Istnieją wskaźniki zbudowane na innych podstawach. Na przykład jako IC zaproponowano stosunek częstości występowania mas powietrza kontynentalnego do częstości mas powietrza morskiego. L. G. Polozova zaproponowała scharakteryzowanie kontynentu oddzielnie dla stycznia i lipca w stosunku do największego kontynentu na danej szerokości geograficznej; ta ostatnia jest określana na podstawie anomalii temperatury. . . Iwanow zaproponował I.K. jako funkcję szerokości geograficznej, rocznych i dobowych amplitud temperatury oraz deficytu wilgotności w najsuchszym miesiącu.

45 wskaźnik kontynentalizmu Wielkość rocznej amplitudy temperatury powietrza zależy od szerokości geograficznej. Na niskich szerokościach rocznych amplitudy temperatur są mniejsze w porównaniu z dużymi szerokościami geograficznymi. Przepis ten prowadzi do konieczności wyłączenia wpływu szerokości geograficznej na amplitudę roczną. W tym celu zaproponowano różne wskaźniki kontynentalizmu klimatu, reprezentowane jako funkcja rocznej amplitudy temperatury i szerokości geograficznej. Formuła L. Gorchinsky gdzie A jest roczną amplitudą temperatury. Średnia kontynentalna nad oceanem wynosi zero, a dla Wierchojańska 100.

47 Morski i kontynentalny Obszar o umiarkowanym klimacie morskim charakteryzuje się dość ciepłymi zimami (od -8 C do 0 C), chłodnymi latami (+16 C) oraz wysokimi opadami (ponad 800 mm), równomiernie opadającymi przez cały rok. Klimat umiarkowany kontynentalny charakteryzuje się wahaniami temperatury powietrza od ok. -8 C w styczniu do +18 C w lipcu, opady wynoszą tu ponad mm, które padają głównie latem. Obszar klimatu kontynentalnego charakteryzuje się niższymi temperaturami w zimie (do -20 C) i mniejszymi opadami (około 600 mm). W umiarkowanym, ostro kontynentalnym klimacie zima będzie jeszcze chłodniejsza do -40 C, a opady będą nawet mniejsze niż mm.

48 Ekstremalne Temperatury do +55, a nawet do +80 na pustyniach obserwowane są latem na powierzchni gołej gleby w rejonie Moskwy. Natomiast minima temperatury w nocy są niższe na powierzchni gleby niż w powietrzu, ponieważ przede wszystkim gleba jest chłodzona przez efektywne promieniowanie, a powietrze jest już od niej schładzane. Zimą w rejonie Moskwy nocne temperatury na powierzchni (w tym czasie pokrytej śniegiem) mogą spaść poniżej 50, latem (z wyjątkiem lipca) do zera. Na zaśnieżonej powierzchni we wnętrzu Antarktydy nawet średnia miesięczna temperatura w czerwcu wynosi około 70, a w niektórych przypadkach może spaść do 90.

49 Mapy średniej temperatury powietrza styczeń i lipiec

50 Rozkład temperatury powietrza (strefowy rozkład jest głównym czynnikiem stref klimatycznych) Średnia roczna Średnia letnia (lipiec) Średnia dla stycznia Średnia dla stref równoleżnikowych

51 Reżim temperaturowy terytorium Rosji Charakteryzuje się dużymi kontrastami w zimie. We wschodniej Syberii antycyklon zimowy, który jest niezwykle stabilną formacją baryczną, przyczynia się do powstawania bieguna zimna w północno-wschodniej Rosji ze średnią miesięczną temperaturą powietrza zimą wynoszącą 42 C. Średnia minimalna temperatura zimą wynosi 55 C. zimą zmienia się od C na południowym zachodzie, osiągając dodatnie wartości na wybrzeżu Morza Czarnego, do C w regionach centralnych.

52 Średnia temperatura powietrza na powierzchni (С) zimą

53 Średnia temperatura powietrza na powierzchni (С) latem Średnia temperatura powietrza waha się od 4 5 C na północnych wybrzeżach do C na południowym zachodzie, gdzie jej średnia maksymalna wynosi C, a absolutna maksymalna 45 C. Amplituda ekstremalnych temperatur sięga 90 C. Cecha reżimu temperatury powietrza w Rosja ma duże amplitudy dobowe i roczne, zwłaszcza w ostrym klimacie kontynentalnym terytorium Azji. Roczna amplituda waha się od 8 10 C ETR do 63 C na Syberii Wschodniej w rejonie pasma Wierchojańska.

54 Wpływ pokrywy roślinnej na temperaturę powierzchni gleby Pokrywa roślinna ogranicza nocne chłodzenie gleby. W tym przypadku promieniowanie nocne pochodzi głównie z powierzchni samej roślinności, która będzie najbardziej chłodzona. Gleba pod roślinnością utrzymuje wyższą temperaturę. Jednak w ciągu dnia roślinność zapobiega radiacyjnemu ogrzewaniu gleby. Zmniejsza się dobowy zakres temperatur pod roślinnością, a średnia dzienna temperatura jest obniżona. Tak więc szata roślinna na ogół chłodzi glebę. W regionie Leningradu powierzchnia gleby pod uprawami polowymi może być w ciągu dnia o 15 stopni zimniejsza niż gleba pod ugorami. Średnio dziennie jest zimniej niż goła gleba o 6, a nawet na głębokości 5-10 cm jest różnica 3-4.

55 Wpływ pokrywy śnieżnej na temperaturę gleby Pokrywa śnieżna chroni glebę przed utratą ciepła zimą. Promieniowanie pochodzi z powierzchni samej pokrywy śnieżnej, a gleba pod spodem pozostaje cieplejsza niż goła gleba. Jednocześnie gwałtownie spada dobowa amplituda temperatury na powierzchni gleby pod śniegiem. W środkowej strefie europejskiego terytorium Rosji, przy pokrywie śnieżnej 50 cm, temperatura powierzchni gleby pod nią jest o 6-7 wyższa niż temperatura gołej gleby i o 10 wyższa niż temperatura na powierzchni sama pokrywa śnieżna. Zimowa gleba zamarzająca pod śniegiem osiąga głębokość około 40 cm, a bez śniegu może rozprzestrzeniać się na głębokość ponad 100 cm, dlatego latem pokrywa roślinna obniża temperaturę na powierzchni gleby, a zimą pokrywa śnieżna wręcz przeciwnie. zwiększa to. Połączony efekt pokrywy roślinnej latem i pokrywy śnieżnej zimą obniża roczną amplitudę temperatury na powierzchni gleby; jest to spadek rzędu 10 w porównaniu z gołą glebą.

56 NIEBEZPIECZNE ZJAWISKA METEOROLOGICZNE I ICH KRYTERIA 1. bardzo silny wiatr (w tym szkwały) o prędkości co najmniej 25 m/s (łącznie z podmuchami), na wybrzeżach morskich i na obszarach górskich o prędkości co najmniej 35 m/s; 2. bardzo ulewny deszcz o wysokości co najmniej 50 mm przez okres nie dłuższy niż 12 godzin 3. ulewny deszcz o wysokości co najmniej 30 mm przez okres nie dłuższy niż 1 godzina; 4. bardzo ciężki śnieg o grubości co najmniej 20 mm przez okres nie dłuższy niż 12 godzin; 5. duży grad - nie mniej niż 20mm; 6. silna zamieć śnieżna – ze średnią prędkością wiatru co najmniej 15 m/s i widzialnością mniejszą niż 500 m;

57 7. Silna burza piaskowa ze średnią prędkością wiatru co najmniej 15 m/si widzialnością nie większą niż 500 m; 8. Widoczność gęstej mgły nie większa niż 50m; 9. Silne osady lodu i szronu, co najmniej 20 mm dla lodu, co najmniej 35 mm dla złożonych osadów lub mokrego śniegu, co najmniej 50 mm dla szronu. 10. Ekstremalne upały - Wysoka maksymalna temperatura powietrza co najmniej 35 ºС przez ponad 5 dni. 11. Silny mróz - Minimalna temperatura powietrza nie niższa niż minus 35ºC przez co najmniej 5 dni.

58 Zagrożenia związane z wysoką temperaturą Zagrożenie pożarowe Ekstremalne ciepło

59 Zagrożenia związane z niską temperaturą

60 Zamrożenie. Zamrażanie to krótkotrwały spadek temperatury powietrza lub powierzchni czynnej (powierzchni gleby) do 0 C i poniżej na ogólnym tle dodatnich średnich dziennych temperatur.

61 Podstawowe pojęcia dotyczące temperatury powietrza CO WARTO WIEDZIEĆ! Mapa średnich rocznych temperatur Różnice temperatur letnich i zimowych Strefowy rozkład temperatury Wpływ rozkładu lądu i morza Rozkład wysokości temperatury powietrza Dzienna i roczna zmienność temperatury gleby i powietrza Niebezpieczne zjawiska pogodowe ze względu na reżim temperaturowy

Meteorologia leśna. Wykład 4: REŻIM TERMICZNY ATMOSFERY I POWIERZCHNI ZIEMI Reżim termiczny powierzchni i atmosfery Ziemi: Rozkład temperatury powietrza w atmosferze i na powierzchni ziemi oraz jej ciągły

Pytanie 1. Bilans promieniowania powierzchni Ziemi Pytanie 2. Bilans promieniowania atmosfery wprowadzenie Dopływ ciepła w postaci energii promieniowania jest częścią całkowitego dopływu ciepła, który zmienia temperaturę atmosfery.

Reżim termiczny atmosfery Wykładowca: Soboleva Nadieżda Pietrowna, docent Katedry. GEHC Temperatura powietrza Powietrze zawsze ma temperaturę Temperatura powietrza w każdym punkcie atmosfery i w różnych miejscach na Ziemi w sposób ciągły

KLIMAT REGIONU NOWOSIBIRSKO

Praca kontrolna na temat „Klimat Rosji”. 1 opcja. 1. Jaki czynnik klimatycznotwórczy jest wiodący? 1) Położenie geograficzne 2) Cyrkulacja atmosferyczna 3) Bliskość oceanów 4) Prądy morskie 2.

Koncepcje „Klimatu” i „Pogody” na przykładzie danych meteorologicznych dla miasta Nowosybirsk Simonenko Anna Cel pracy: ustalenie różnicy w pojęciach „Pogoda” i „Klimat” na przykładzie danych meteorologicznych dane na

Ministerstwo Edukacji i Nauki Federacji Rosyjskiej

Literatura 1 Zasoby internetowe http://www.beltur.by 2 Zasoby internetowe http://otherreferats.allbest.ru/geography/00148130_0.html 3 Zasoby internetowe http://www.svali.ru/climat/13/index. htm 4 Zasoby internetowe

Czynniki powietrzne i pogoda w obszarze ich ruchu. Kholodovich Yu A. Białoruski Narodowy Uniwersytet Techniczny Wstęp Obserwacje pogody stały się dość powszechne w drugiej połowie roku

MINISTERSTWO EDUKACJI I NAUKI ROSJI Federalna Państwowa Budżetowa Instytucja Oświatowa Szkolnictwa Wyższego „SARATOWSKI PAŃSTWOWY UNIWERSYTET BADAWCZY NAZWA NA IM. N.G. CZERNYSZEWSKIEGO”

GEOGRAFIA FIZYCZNA ŚWIATA WYKŁAD 9 SEKCJA 1 EURASIA KONTYNUACJA TEMATU KWESTIE ZASOBÓW KLIMATU I AGROKLIMATU ROZWAŻANE NA WYKŁADIE Cyrkulacja atmosferyczna, cechy nawilżania i reżimu termicznego

Promieniowanie w atmosferze Wykładowca: Soboleva Nadieżda Pietrowna, prof GEGH Promieniowanie lub promieniowanie to fale elektromagnetyczne, które charakteryzują się: długością fali L i częstotliwością oscylacji ν Promieniowanie się rozchodzi

MONITORING UDC 551.506 (575/2) (04) MONITORING: WARUNKI POGODOWE W DOLINIE CHU W STYCZNIU 2009 G.F. Agafonowa Centrum pogodowe, A.O. Can. podcięcia gegr. Nauki, profesor nadzwyczajny, S.M. Doktorantka Kazachkova styczeń

CIEPŁO PRZEPŁYWA W KRYOMETAMORFICZNEJ GLEBIE PÓŁNOCNEJ TAJGI I JEJ ZASILANIE CIEPŁEM Ostroumov V.Ye. 1, Davydova A.I. 2, Davydov S.P. 2, Fedorov-Davydov D.G. 1, Eremin II. 3, Kropaczow D.Ju. 3 1 Instytut

18. Prognoza temperatury i wilgotności powietrza przy powierzchni Ziemi 1 18. PROGNOZA TEMPERATURY I WILGOTNOŚCI POWIETRZA PRZY POWIERZCHNI ZIEMI

UDC 55.5 WARUNKI POGODOWE W DOLINIE CHU W JESIENIU E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova WARUNKI POGODOWE W CHUI DOLINA JESIEŃ E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Meteorologiczne Pavlova

Moduł 1 Opcja 1. Pełna nazwa Grupa Data 1. Meteorologia to nauka o procesach zachodzących w atmosferze ziemskiej (3b) A) chemiczny B) fizyczny C) klimatyczny 2. Klimatologia to nauka o klimacie, tj. agregaty

1. Opis klimatogramu: Kolumny w klimatogramie to liczba miesięcy, poniżej zaznaczono pierwsze litery miesięcy. Czasem pokazywane są 4 pory roku, czasem nie wszystkie miesiące. Skala temperatury jest zaznaczona po lewej stronie. Znak zerowy

MONITORING UDC 551.506 MONITORING: WARUNKI POGODOWE W DOLINIE CHU W JESIENIU E.Yu. Zyskova, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova, I.S. MONITORING Brusenskaya: WARUNKI POGODOWE W DOLINIE CHUI W JESIENIU E.Yu. Zyskowej,

Stratyfikacja i równowaga pionowa nasyconego powietrza Wrublewski SV Białoruski Narodowy Uniwersytet Techniczny Wprowadzenie Powietrze w troposferze jest w stanie ciągłego mieszania

„Trendy klimatyczne w zimnych porach roku w Mołdawii” Tatiana Stamatova, Państwowa Służba Hydrometeorologiczna 28 października 2013 r., Moskwa, Rosja

GLIN. Afanasiev, P.P. Bobrov, O.A. Państwowy Uniwersytet Pedagogiczny im. Iwczenki Omsk S.V. Instytut Optyki Atmosferycznej im. Krivaltsevicha SB RAS, Tomsk Szacowanie strumieni ciepła podczas parowania z powierzchni

UDC 551,51 (476.4) M L Smolyarov (Mohylew, Białoruś) CHARAKTERYSTYKA PORÓW KLIMATYCZNYCH W MOGILEWIE Wprowadzenie. Znajomość klimatu na poziomie naukowym rozpoczęła się od organizacji stacji meteorologicznych wyposażonych w

ATMOSFERA I KLIMAT ZIEMI Notatki do wykładu Osintseva N.V. Skład atmosfery Azot (N 2) 78,09%, Tlen (O 2) 20,94%, Argon (Ar) - 0,93%, Dwutlenek węgla (CO 2) 0,03%, Inne gazy 0,02%: ozon (O 3),

Sekcje Kod komputerowy Plan tematyczny i treść dyscypliny Plan tematyczny Nazwa sekcji (modułów) pełny etat, ale skrócony.

Ministerstwo Edukacji i Nauki Federacji Rosyjskiej FEDERALNA PAŃSTWOWA INSTYTUCJA EDUKACYJNA SZKOLNICTWA WYŻSZEGO SARATOW PAŃSTWOWY PAŃSTWOWY UNIWERSYTET BADAWCZY

Meteorologia monsunowa Gerasimovich V.Yu. Białoruski Narodowy Uniwersytet Techniczny Wstęp Monsuny, stabilne wiatry sezonowe. Latem, w porze monsunowej, wiatry te zwykle wieją od morza na ląd i przynoszą

Metody rozwiązywania problemów o zwiększonej złożoności orientacji fizycznej i geograficznej, ich zastosowanie w klasie i po godzinach lekcyjnych Nauczyciel geografii: Gerasimova Irina Michajłowna 1 Określ, który z punktów,

3. Zmiana klimatu Temperatura powietrza Wskaźnik ten charakteryzuje średnią roczną temperaturę powietrza, jej zmianę w pewnym okresie oraz odchylenie od średniej długoterminowej

CHARAKTERYSTYKA KLIMATYCZNA ROKU 18 Rozdział 2 Średnia temperatura powietrza w Republice Białoruś w 2013 roku wyniosła +7,5 C, czyli o 1,7 C wyższa od normy klimatycznej. W 2013 roku przytłaczająca większość

Prace weryfikacyjne w geografii Wariant 1 1. Jaka jest roczna ilość opadów typowa dla klimatu ostro kontynentalnego? 1) więcej niż 800 mm rocznie 2) 600-800 mm rocznie 3) 500-700 mm rocznie 4) mniej niż 500 mm

Alentyeva Elena Yuryevna Miejska Autonomiczna Ogólna Instytucja Edukacyjna Szkoła średnia 118 im. Bohatera Związku Radzieckiego N. I. Kuzniecowa miasta Czelabińska STRESZCZENIE LEKCJI Z GEOGRAFII

Ministerstwo Edukacji i Nauki Federacji Rosyjskiej

WŁAŚCIWOŚCI TERMICZNE I TERMICZNOŚĆ GLEBY 1. Właściwości cieplne gleby. 2. Reżim cieplny i sposoby jego regulacji. 1. Właściwości termiczne gleby Reżim termiczny gleb jest jednym z ważnych wskaźników, które w dużej mierze determinują

MATERIAŁY przygotowujące do egzaminów komputerowych z geografii Klasa 5 (pogłębione studium geografii) Nauczyciel: Yu.

1.2.8. Warunki klimatyczne (GU „Irkuck TsGMS-R” Irkuckiego UGMS Roshydrometu; Zabajkalskoe UGMS Roshydrometu; Państwowa Instytucja „Buryatsky TsGMS” Zabajkalskiego UGMS Roshydrometu) W wyniku znacznego negatywnego

Zadania A2 z geografii 1. Która z poniższych skał ma pochodzenie metamorficzne? 1) piaskowiec 2) tuf 3) wapień 4) marmur Marmur należy do skał metamorficznych. Piaskowiec

Bilans cieplny określa temperaturę, jej wielkość i zmianę na powierzchni bezpośrednio ogrzewanej przez promienie słoneczne. Po podgrzaniu powierzchnia ta przenosi ciepło (w zakresie fal długich) zarówno do warstw leżących poniżej, jak i do atmosfery. Sama powierzchnia nazywa się powierzchnia aktywna.

Maksymalną wartość wszystkich elementów bilansu cieplnego obserwuje się w godzinach okołopołudniowych. Wyjątkiem jest maksymalna wymiana ciepła w glebie, która przypada na godziny poranne. Maksymalne amplitudy dobowej zmienności składników bilansu cieplnego obserwuje się latem, a minimalne zimą.

W dobowym przebiegu temperatury powierzchniowej, suchej i pozbawionej roślinności, w pogodny dzień maksimum występuje po 14 godzin, a minimum to około wschodu słońca. Zachmurzenie może zakłócać dobowe wahania temperatury, powodując przesunięcie w maksimum i minimum. Wilgotność i roślinność na powierzchni mają duży wpływ na przebieg temperatury.

Maksymalna dobowa temperatura powierzchni może wynosić +80 o C lub więcej. Dzienne wahania sięgają 40 stopni. Wartości skrajnych wartości i amplitudy temperatur zależą od szerokości geograficznej miejsca, pory roku, zachmurzenia, właściwości termicznych powierzchni, jej barwy, szorstkości, charakteru pokrywy roślinnej, orientacji stoku (ekspozycji).

Rozchodzenie się ciepła z powierzchni czynnej zależy od składu podłoża i będzie determinowane przez jego pojemność cieplną i przewodność cieplną. Na powierzchni kontynentów podstawowym podłożem jest gleba, w oceanach (morze) - woda.

Ogólnie rzecz biorąc, gleby mają niższą pojemność cieplną niż woda i wyższą przewodność cieplną. Dlatego nagrzewają się i schładzają szybciej niż woda.

Czas poświęca się na przenoszenie ciepła z warstwy na warstwę, a momenty wystąpienia maksymalnych i minimalnych wartości temperatury w ciągu dnia są opóźnione co 10 cm o około 3 godziny. Im głębsza warstwa, tym mniej ciepła odbiera i tym słabsze są w niej wahania temperatury. Amplituda wahań dobowych temperatury wraz z głębokością zmniejsza się 2 razy na każde 15 cm. Na średniej głębokości około 1 m dzienne wahania temperatury gleby „zanikają”. Warstwa, na której się zatrzymują, nazywa się warstwa o stałej temperaturze dobowej.

Im dłuższy okres wahań temperatury, tym głębiej się rozprzestrzeniają. Tak więc w środkowych szerokościach geograficznych warstwa o stałej rocznej temperaturze znajduje się na głębokości 19–20 m, w wysokich szerokościach geograficznych na głębokości 25 m oraz w tropikalnych szerokościach geograficznych, gdzie roczne amplitudy temperatury są małe, na głębokości 5–10 m. lat są opóźnione średnio o 20-30 dni na metr.

Temperatura w warstwie o stałej temperaturze rocznej jest zbliżona do średniej rocznej temperatury powietrza nad powierzchnią.

Woda nagrzewa się wolniej i wolniej oddaje ciepło. Ponadto promienie słoneczne mogą przenikać na duże głębokości, ogrzewając bezpośrednio głębsze warstwy. Przenoszenie ciepła w głąb wynika nie tyle z molekularnego przewodnictwa cieplnego, co w większym stopniu z mieszania wód w sposób turbulentny lub prądy. Gdy powierzchniowe warstwy wody ochładzają się, następuje konwekcja termiczna, której również towarzyszy mieszanie.

Dzienne wahania temperatury na powierzchni oceanu na dużych szerokościach geograficznych wynoszą średnio tylko 0,1ºС, w klimacie umiarkowanym - 0,4ºС, w tropikalnym - 0,5ºС. Głębokość penetracji tych wahań wynosi 15-20 m.

Roczne amplitudy temperatury na powierzchni oceanu od 1ºС na równikowych szerokościach geograficznych do 10,2ºС w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Roczne wahania temperatury przenikają na głębokość 200-300 m.

Momenty maksimów temperatury w zbiornikach wodnych są opóźnione w porównaniu z lądem. Maksimum to około 15-16 przynajmniej godzin 2-3 godziny po wschodzie słońca. Maksymalna roczna temperatura na powierzchni oceanu na półkuli północnej występuje w sierpniu, minimalna - w lutym.

Pytanie 7 (atmosfera) - zmiana temperatury powietrza wraz z wysokością. Atmosfera składa się z mieszaniny gazów zwanej powietrzem, w której zawieszone są cząstki ciekłe i stałe. Całkowita masa tego ostatniego jest nieznaczna w porównaniu z całą masą atmosfery. Powietrze atmosferyczne w pobliżu powierzchni ziemi jest z reguły wilgotne. Oznacza to, że w jego składzie obok innych gazów znajduje się para wodna, tj. woda w stanie gazowym. Zawartość pary wodnej w powietrzu jest bardzo zróżnicowana, w przeciwieństwie do innych składników powietrza: na powierzchni ziemi waha się od setnych do kilku procent. Wyjaśnia to fakt, że w warunkach panujących w atmosferze para wodna może przejść w stan ciekły i stały i odwrotnie, może ponownie wejść do atmosfery w wyniku parowania z powierzchni ziemi. Powietrze, jak każde ciało, zawsze ma temperaturę różną od zera absolutnego. Temperatura powietrza w każdym punkcie atmosfery zmienia się w sposób ciągły; w różnych miejscach na Ziemi w tym samym czasie jest też inaczej. Na powierzchni ziemi temperatura powietrza waha się w dość szerokim zakresie: jej obserwowane dotychczas skrajne wartości wynoszą nieco poniżej +60° (na pustyniach tropikalnych) i około -90° (na stałym lądzie Antarktydy). Wraz z wysokością temperatura powietrza zmienia się w różnych warstwach iw różnych przypadkach na różne sposoby. Średnio najpierw spada do wysokości 10-15 km, następnie rośnie do 50-60 km, a następnie ponownie spada itp. . - PIONOWY GRADIENT TEMPERATUR syn. PIONOWY GRADIENT TEMPERATURY - pionowy gradient temperatury - zmiana temperatury wraz ze wzrostem wysokości nad poziomem morza, mierzona na jednostkę odległości. Uznaje się za dodatnie, jeśli temperatura spada wraz ze wzrostem. W przeciwnym przypadku, na przykład w stratosferze, temperatura wzrasta wraz ze wzrostem, a następnie powstaje odwrotny (inwersyjny) gradient pionowy, któremu przypisuje się znak minus. W troposferze WT wynosi średnio 0,65°/100 m, ale w niektórych przypadkach może przekraczać 1°/100 m lub przyjmować wartości ujemne podczas inwersji temperatury. W warstwie powierzchniowej na lądzie w ciepłym sezonie może być dziesięciokrotnie wyższy. - proces adiabatyczny- Proces adiabatyczny (proces adiabatyczny) – proces termodynamiczny, który zachodzi w układzie bez wymiany ciepła z otoczeniem (), czyli w układzie izolowanym adiabatycznie, którego stan można zmienić jedynie poprzez zmianę parametrów zewnętrznych. Pojęcie izolacji adiabatycznej to idealizacja muszli termoizolacyjnych lub naczyń Dewara (muszli adiabatycznych). Zmiana temperatury ciał zewnętrznych nie wpływa na układ izolowany adiabatycznie, a ich energia U może się zmieniać tylko dzięki pracy wykonanej przez układ (lub na nim). Zgodnie z pierwszą zasadą termodynamiki, w odwracalnym procesie adiabatycznym dla układu jednorodnego, gdzie V jest objętością układu, p jest ciśnieniem, aw ogólnym przypadku, gdzie aj są parametrami zewnętrznymi, Aj są siłami termodynamicznymi. Zgodnie z drugą zasadą termodynamiki w odwracalnym procesie adiabatycznym entropia jest stała, aw procesie nieodwracalnym wzrasta. Bardzo szybkie procesy, w których wymiana ciepła z otoczeniem nie ma czasu, np. podczas rozchodzenia się dźwięku, można uznać za proces adiabatyczny. Entropia każdego małego elementu płynu pozostaje stała podczas jego ruchu z prędkością v, dlatego całkowita pochodna entropii s na jednostkę masy jest równa zeru (warunek adiabatyczności). Prostym przykładem procesu adiabatycznego jest sprężanie (lub rozprężanie) gazu w izolowanym termicznie cylindrze z izolowanym termicznie tłokiem: temperatura wzrasta podczas sprężania i spada podczas rozprężania. Innym przykładem procesu adiabatycznego jest demagnetyzacja adiabatyczna, stosowana w metodzie chłodzenia magnetycznego. Odwracalny proces adiabatyczny, zwany również procesem izentropowym, jest przedstawiony na diagramie stanów za pomocą adiabaty (izentropy). Powietrze unoszące się, dostając się do rozrzedzonego ośrodka, rozszerza się, jest schładzane, a opadające, przeciwnie, nagrzewa się w wyniku kompresji. Taka zmiana temperatury spowodowana energią wewnętrzną, bez dopływu i uwalniania ciepła, nazywana jest adiabatyczną. Adiabatyczne zmiany temperatury następują zgodnie z sucha adiabatyczna i mokra adiabatyczna prawa. W związku z tym rozróżnia się również pionowe gradienty zmian temperatury wraz z wysokością. Gradient adiabatyczny suchy to zmiana temperatury powietrza suchego lub wilgotnego nienasyconego o 1°C na każde 100 metrów wzniesienia lub obniżenia, a gradient adiabatyczny mokry to spadek temperatury powietrza wilgotnego nasyconego o mniej niż 1°C na każde 100 metrów przewyższenia.

-Inwersja w meteorologii oznacza anomalny charakter zmiany parametru w atmosferze wraz ze wzrostem wysokości. Najczęściej odnosi się to do inwersji temperatury, czyli wzrostu temperatury wraz z wysokością w określonej warstwie atmosfery zamiast normalnego spadku (patrz atmosfera ziemska).

Istnieją dwa rodzaje inwersji:

1. inwersje temperatury powierzchni wychodzące bezpośrednio z powierzchni ziemi (grubość warstwy inwersyjnej to kilkadziesiąt metrów)

2. Inwersje temperatury w wolnej atmosferze (grubość warstwy inwersji sięga setek metrów)

Inwersja temperatury zapobiega pionowym ruchom powietrza i przyczynia się do powstawania zamglenia, mgły, smogu, chmur, miraży. Inwersja w dużym stopniu zależy od lokalnych cech terenu. Wzrost temperatury w warstwie inwersyjnej waha się od dziesiątych stopni do 15-20 °C i więcej. Inwersje temperatury powierzchniowej na wschodniej Syberii i na Antarktydzie w zimie są najsilniejsze.

Bilet.

Dzienny przebieg temperatury powietrza - zmiana temperatury powietrza w ciągu dnia. Dzienny przebieg temperatury powietrza ogólnie odzwierciedla przebieg temperatury powierzchni ziemi, ale momenty nadejścia maksimów i minimów są nieco spóźnione, maksimum obserwuje się o godzinie 14.00, minimum po wschodzie słońca. Dobowe wahania temperatury powietrza zimą zauważalne są do wysokości 0,5 km, latem - do 2 km.

Dzienna amplituda temperatury powietrza - różnica między maksymalną i minimalną temperaturą powietrza w ciągu dnia. Dzienna amplituda temperatury powietrza jest największa na tropikalnych pustyniach - do 40 0, w równikowych i umiarkowanych szerokościach geograficznych maleje. Dzienna amplituda jest mniejsza zimą i przy pochmurnej pogodzie. Nad powierzchnią wody jest znacznie mniej niż nad lądem; nad pokrywą roślinną jest mniej niż nad gołymi powierzchniami.

Roczny przebieg temperatury powietrza determinowany jest przede wszystkim szerokością geograficzną miejsca. Roczny przebieg temperatury powietrza - zmiana średniej miesięcznej temperatury w ciągu roku. Roczna amplituda temperatury powietrza - różnica między maksymalną i minimalną średnią miesięczną temperaturą. Istnieją cztery rodzaje rocznych zmian temperatury; Każdy typ ma dwa podtypy morskiej i kontynentalnej charakteryzują się różnymi rocznymi amplitudami temperatury. W równikowy Rodzaj rocznej zmienności temperatury przedstawia dwa małe maksima i dwa małe minima. Maksima występują po równonocy, kiedy słońce znajduje się w zenicie nad równikiem. W podtypie morskim roczna amplituda temperatury powietrza wynosi 1-2 0 , w kontynentalnym 4-6 0 . Temperatura jest dodatnia przez cały rok. W tropikalny Typ rocznej zmienności temperatury ma jedno maksimum po przesileniu letnim i jedno minimum po przesileniu zimowym na półkuli północnej. W podtypie morskim roczna amplituda temperatury wynosi 5 0 , w kontynentalnym 10-20 0 . W umiarkowany W typie rocznej zmienności temperatury występuje również jedno maksimum po przesileniu letnim i jedno minimum po przesileniu zimowym na półkuli północnej, w zimie temperatury są ujemne. Nad oceanem amplituda wynosi 10-15 0 , nad lądem wzrasta wraz z odległością od oceanu: na wybrzeżu - 10 0 , w centrum stałego lądu - do 60 0 . W polarny W typie rocznej zmienności temperatury jest jedno maksimum po przesileniu letnim i jedno minimum po przesileniu zimowym na półkuli północnej, temperatura jest ujemna przez większość roku. Roczna amplituda na morzu wynosi 20-30 0, na lądzie 60 0. Wybrane typy odzwierciedlają strefową zmienność temperatury spowodowaną napływem promieniowania słonecznego. Ruch mas powietrza ma duży wpływ na roczny przebieg temperatury.

Bilet.

Izotermy Linie łączące punkty na mapie o tej samej temperaturze.

Latem kontynenty są cieplejsze, izotermy nad lądem uginają się w kierunku biegunów.

Na mapie temperatur zimowych (grudzień na półkuli północnej i lipiec na półkuli południowej) izotermy znacznie odbiegają od równoleżników. Nad oceanami izotermy przemieszczają się daleko na duże szerokości geograficzne, tworząc „języki ciepła”; nad lądem izotermy odchylają się w kierunku równika.

Średnia roczna temperatura na półkuli północnej wynosi +15,2 0 C, a na półkuli południowej +13,2 0 C. Minimalna temperatura na półkuli północnej sięgała -77 0 C (Ojmiakon) i -68 0 C (Wierchojańsk). Na półkuli południowej minimalne temperatury są znacznie niższe; na stacjach „Sowietskaja” i „Wostok” temperatura wynosiła -89,2 0 C. Minimalna temperatura przy bezchmurnej pogodzie na Antarktydzie może spaść do -93 0 C. w Kalifornii, w Dolinie Śmierci, zanotowano temperaturę +56,7 0.

O tym, jak bardzo kontynenty i oceany wpływają na rozkład temperatur, podają odwzorowanie map i anomalii. Izanomale- linie łączące punkty z tymi samymi anomaliami temperatury. Anomalie to odchylenia rzeczywistych temperatur od średnich szerokości geograficznych. Anomalie są pozytywne i negatywne. Pozytywy obserwuje się latem nad ocieplonymi kontynentami

Tropików i kręgów podbiegunowych nie można uznać za obowiązujące granice strefy termiczne (system klasyfikacji klimatycznej według temperatury powietrza), ponieważ na rozkład temperatury wpływa szereg innych czynników: rozkład gruntu i wody, prądy. Izotermy są wyprowadzane poza granice stref termicznych. Strefa gorąca znajduje się pomiędzy rocznymi izotermami 20 0 C i wyznacza pas dzikich palm. Granice strefy umiarkowanej wytyczone są wzdłuż izotermy 10 0 Od najcieplejszego miesiąca. Na półkuli północnej granica pokrywa się z rozmieszczeniem tundry leśnej. Granica zimnego pasa przebiega wzdłuż izotermy 0 0 od najcieplejszego miesiąca. Wokół biegunów znajdują się pasy mrozowe.

Energia cieplna wnika do niższych warstw atmosfery, głównie z powierzchni znajdującej się pod spodem. Reżim termiczny tych warstw

jest ściśle związany z reżimem termicznym powierzchni Ziemi, dlatego jego badanie jest również jednym z ważnych zadań meteorologii.

Głównymi procesami fizycznymi, w których gleba odbiera lub oddaje ciepło, są: 1) promieniowanie ciepła; 2) turbulentna wymiana ciepła między podłożem a atmosferą; 3) molekularną wymianę ciepła między powierzchnią gleby a dolną, nieruchomą przyległą warstwą powietrza; 4) wymiana ciepła między warstwami gleby; 5) fazowe przenoszenie ciepła: zużycie ciepła na odparowanie wody, topnienie lodu i śniegu na powierzchni iw głębi gleby lub jego uwolnienie w procesach odwrotnych.

Reżim termiczny powierzchni ziemi i zbiorników wodnych zależy od ich właściwości termofizycznych. Podczas przygotowania należy zwrócić szczególną uwagę na wyprowadzenie i analizę równania przewodnictwa cieplnego gruntu (równanie Fouriera). Jeśli gleba jest jednolita w pionie, to jej temperatura t na głębokości z w czasie t można wyznaczyć z równania Fouriera

gdzie a- dyfuzyjność cieplna gruntu.

Konsekwencją tego równania są podstawowe prawa propagacji wahań temperatury w glebie:

1. Prawo niezmienności okresu oscylacji z głębokością:

T(z) = const(2)

2. Prawo spadku amplitudy oscylacji wraz z głębokością:

(3)

gdzie i są amplitudy na głębokościach a- dyfuzyjność cieplna warstwy gruntu leżącej pomiędzy głębokościami;

3. Prawo przesunięcia fazowego oscylacji z głębokością (prawo opóźnienia):

(4)

gdzie jest opóźnienie, czyli różnica między momentami początku tej samej fazy oscylacji (na przykład maksimum) na głębokościach i Wahania temperatury penetrują glebę na głębokość znp określony przez stosunek:

(5)

Ponadto należy zwrócić uwagę na szereg konsekwencji wynikających z prawa spadku amplitudy oscylacji wraz z głębokością:

a) głębokości, na których w różnych glebach ( ) amplitudy wahań temperatury w tym samym okresie ( = T2) spadek o tę samą liczbę razy odnoszą się do siebie jako pierwiastki kwadratowe dyfuzyjności cieplnej tych gruntów

b) głębokości, na których w tej samej glebie ( a= const) amplitudy wahań temperatury w różnych okresach ( ) zmniejszyć o tę samą kwotę =stała, są powiązane ze sobą jako pierwiastki kwadratowe okresów oscylacji

(7)

Konieczne jest jasne zrozumienie fizycznego znaczenia i cech powstawania przepływu ciepła do gleby.

Gęstość powierzchniową strumienia ciepła w glebie określa wzór:

gdzie λ jest współczynnikiem przewodności cieplnej pionowego gradientu temperatury gruntu.

Natychmiastowa wartość R wyrażone są w kW/m z dokładnością do setnej części, sumy R - w MJ/m 2 (godzinowe i dobowe - do setnych, miesięczne - do jednostek, roczne - do dziesiątek).

Średnia gęstość strumienia ciepła powierzchniowego przez powierzchnię gleby w przedziale czasu t jest opisana wzorem

gdzie C jest objętościową pojemnością cieplną gleby; interwał; z p- głębokość penetracji wahań temperatury; tcp- różnica między średnimi temperaturami warstwy gleby do głębokości znp na końcu i na początku przedziału m. Podajmy główne przykłady zadań na temat „Reżim termiczny gleby”.

Zadanie 1. Na jakiej głębokości maleje? mi razy amplituda wahań dobowych w glebie ze współczynnikiem dyfuzyjności cieplnej a\u003d 18,84 cm 2 / h?

Decyzja. Z równania (3) wynika, że ​​amplituda wahań dobowych zmniejszy się o współczynnik e na głębokości odpowiadającej warunkowi

Zadanie 2. Znajdź głębokość penetracji dobowych wahań temperatury w granicie i suchym piasku, jeśli ekstremalne temperatury powierzchni sąsiadujących obszarów z glebą granitową wynoszą 34,8 °C i 14,5°C, a suchą piaszczystą glebą 42,3 °C i 7,8 °C . dyfuzyjność cieplna granitu a g \u003d 72,0 cm 2 / h, suchy piasek a n \u003d 23,0 cm 2 / godz.

Decyzja. Amplituda temperatury na powierzchni granitu i piasku wynosi:

Głębokość penetracji określa wzór (5):

Ze względu na większą dyfuzyjność cieplną granitu uzyskaliśmy również większą głębokość penetracji dobowych wahań temperatury.

Zadanie 3. Zakładając, że temperatura górnej warstwy gleby zmienia się liniowo wraz z głębokością, należy obliczyć gęstość strumienia ciepła powierzchniowego w suchym piasku, jeżeli jego temperatura powierzchni wynosi 23,6 "Z, a temperatura na głębokości 5 cm wynosi 19,4 °C.

Decyzja. Gradient temperatury gruntu w tym przypadku jest równy:

Przewodność cieplna suchego piasku λ= 1,0 W/m*K. Strumień ciepła do gleby określa wzór:

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

Reżim termiczny warstwy przypowierzchniowej atmosfery determinowany jest głównie przez mieszanie turbulentne, którego intensywność zależy od czynników dynamicznych (chropowatość powierzchni ziemi i gradienty prędkości wiatru na różnych poziomach, skala ruchu) oraz termicznych (niejednorodność ogrzewania różnych części powierzchni i rozkład temperatury w pionie).

Do scharakteryzowania intensywności mieszania turbulentnego stosuje się współczynnik wymiany turbulentnej ALE i współczynnik turbulencji DO. Są one powiązane stosunkiem

K \u003d A / p(10)

gdzie R - gęstość powietrza.

Współczynnik turbulencji W celu mierzone w m 2 / s, z dokładnością do setnych części. Zwykle w powierzchniowej warstwie atmosfery stosuje się współczynnik turbulencji DO] na wysokości G"= 1 m. W warstwie wierzchniej:

gdzie z- wysokość (m).

Musisz znać podstawowe metody określania DO\.

Zadanie 1. Oblicz gęstość powierzchniową pionowego strumienia ciepła w powierzchniowej warstwie atmosfery przez obszar, na poziomie którego gęstość powietrza jest równa normalnej, współczynnik turbulencji wynosi 0,40 m 2 /s, a pionowy gradient temperatury wynosi 30,0° C/100m.

Decyzja. Gęstość powierzchniową pionowego strumienia ciepła obliczamy według wzoru

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

Zbadaj czynniki wpływające na reżim termiczny warstwy powierzchniowej atmosfery, a także okresowe i nieokresowe zmiany temperatury swobodnej atmosfery. Równania bilansu cieplnego powierzchni Ziemi i atmosfery opisują prawo zachowania energii odbieranej przez aktywną warstwę Ziemi. Rozważ dobowy i roczny przebieg bilansu ciepła oraz przyczyny jego zmian.

Literatura

Rozdział Cii, rozdz. 2, § 1 -8.

Pytania do samodzielnego zbadania

1. Jakie czynniki determinują reżim termiczny gleby i zbiorników wodnych?

2. Jakie jest fizyczne znaczenie cech termofizycznych i jak wpływają one na reżim temperaturowy gleby, powietrza, wody?

3. Od czego i jak zależą amplitudy dobowych i rocznych wahań temperatury powierzchni gleby?

4. Sformułować podstawowe prawa rozkładu wahań temperatury w glebie?

5. Jakie są konsekwencje podstawowych praw rozkładu wahań temperatury w glebie?

6. Jakie są średnie głębokości penetracji dobowych i rocznych wahań temperatury w glebie i zbiornikach wodnych?

7. Jaki jest wpływ roślinności i pokrywy śnieżnej na reżim termiczny gleby?

8. Jakie są cechy reżimu termicznego zbiorników wodnych, w przeciwieństwie do reżimu termicznego gleby?

9. Jakie czynniki wpływają na intensywność turbulencji w atmosferze?

10. Jakie znasz ilościowe cechy turbulencji?

11. Jakie są główne metody wyznaczania współczynnika turbulencji, ich zalety i wady?

12. Narysuj i przeanalizuj dobowy przebieg współczynnika turbulencji nad powierzchnią lądu i wody. Jakie są przyczyny ich różnicy?

13. Jak określa się gęstość powierzchniową pionowego turbulentnego strumienia ciepła w powierzchniowej warstwie atmosfery?