ระบบการระบายความร้อนของพื้นผิวด้านล่างและบรรยากาศโดยสังเขป ระบบการระบายความร้อนของพื้นผิวด้านล่าง เปลี่ยนแอมพลิจูดอุณหภูมิรายวันพร้อมความสูง

การให้ความร้อนกับพื้นผิว nnn สมดุลความร้อนของพื้นผิวกำหนดอุณหภูมิ ขนาด และการเปลี่ยนแปลง เมื่อถูกความร้อน พื้นผิวนี้จะถ่ายเทความร้อน (ในช่วงคลื่นยาว) ทั้งไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างและสู่ชั้นบรรยากาศ พื้นผิวนี้เรียกว่าพื้นผิวที่ใช้งานอยู่

n n การกระจายความร้อนจากพื้นผิวแอคทีฟขึ้นอยู่กับองค์ประกอบของพื้นผิวด้านล่าง และถูกกำหนดโดยความจุความร้อนและการนำความร้อน บนพื้นผิวของทวีป สารตั้งต้นคือดิน ในมหาสมุทร (ทะเล) - น้ำ

n ดินโดยทั่วไปมีความจุความร้อนต่ำกว่าน้ำและมีค่าการนำความร้อนสูงกว่า ดังนั้นดินจะร้อนเร็วกว่าน้ำ แต่ก็เย็นเร็วกว่าด้วย n น้ำร้อนขึ้นช้ากว่าและปล่อยความร้อนช้ากว่า นอกจากนี้ เมื่อชั้นผิวของน้ำเย็นลง การพาความร้อนเกิดขึ้นพร้อมกับการผสม

n nn n อุณหภูมิวัดด้วยเทอร์โมมิเตอร์เป็นองศา: ในระบบ SI - เป็นองศาเคลวิน ºK ไม่เป็นระบบ: ในองศาเซลเซียส ºС และ องศาฟาเรนไฮต์ ºF 0 ºK = - 273 ºC 0 ºF = -17.8 °C 0 ºC = 32 ºF

ºC=0.56*F-17.8 ºF=1.8*C+32

ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันในดิน nn ใช้เวลาในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปยังอีกชั้นหนึ่ง และช่วงเวลาของการเริ่มต้นของอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าทุกๆ 10 ซม. ประมาณ 3 ชั่วโมง แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันที่มีความลึกลดลง 2 เท่าสำหรับทุก ๆ 15 ซม. ที่ความลึกเฉลี่ยประมาณ 1 ม. ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ "จางลง" ชั้นที่ความผันผวนของค่าอุณหภูมิรายวันสิ้นสุดลงเรียกว่าชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

n n แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันที่มีความลึกลดลง 2 เท่าสำหรับทุก ๆ 15 ซม. ที่ความลึกเฉลี่ยประมาณ 1 ม. ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ "จางลง" ชั้นที่ความผันผวนของค่าอุณหภูมิรายวันสิ้นสุดลงเรียกว่าชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

ความแปรปรวนของอุณหภูมิในดินรายวันที่ระดับความลึกต่างกันตั้งแต่ 1 ถึง 80 ซม. Pavlovsk, พฤษภาคม

ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีในดิน nn ในระหว่างปี อุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดจะล่าช้าโดยเฉลี่ย 20-30 วันต่อเมตร

ความแปรปรวนของอุณหภูมิในดินประจำปีที่ระดับความลึกต่างกันตั้งแต่ 3 ถึง 753 ซม. ในคาลินินกราด

อุณหภูมิพื้นผิวดินในแต่ละวัน nn ในแต่ละวันของอุณหภูมิพื้นผิว แห้งและไร้พืชพันธุ์ ในวันที่อากาศแจ่มใส ค่าสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังจาก 13-14 ชั่วโมง และต่ำสุด - ในช่วงเวลาพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัวอาจรบกวนการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในแต่ละวัน ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในค่าสูงสุดและต่ำสุด ความชื้นและพืชพรรณบนพื้นผิวมีอิทธิพลอย่างมากต่ออุณหภูมิ

n n อุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดในเวลากลางวันสามารถเป็น +80 ºС และอื่นๆ แอมพลิจูดอุณหภูมิรายวันถึง 40 ºС ค่าของค่าสุดขั้วและแอมพลิจูดของอุณหภูมิขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ฤดูกาล ความขุ่นมัว คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความหยาบ ธรรมชาติของพืชปกคลุม การวางแนวลาดเอียง (การรับแสง)

n ช่วงเวลาของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำจะล่าช้าเมื่อเทียบกับพื้นดิน สูงสุดเกิดขึ้นประมาณ 1415 ชั่วโมง ต่ำสุด - 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น

ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันในน้ำทะเล n n ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันบนพื้นผิวของมหาสมุทรในละติจูดสูงโดยเฉลี่ยเพียง 0.1 ºСในอุณหภูมิพอสมควร 0.4 ºСในเขตร้อน - 0.5 ºС ความลึกในการเจาะของการสั่นสะเทือนเหล่านี้คือ 15-20 ม.

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิแผ่นดินประจำปี nn เดือนที่อบอุ่นที่สุดในซีกโลกเหนือคือเดือนกรกฎาคม และเดือนที่หนาวที่สุดคือมกราคม แอมพลิจูดประจำปีแตกต่างกันไปจาก 5 ºСที่เส้นศูนย์สูตรถึง 60-65 ºСในสภาพคอนติเนนตัลที่รุนแรงของเขตอบอุ่น

หลักสูตรอุณหภูมิประจำปีในมหาสมุทร n n อุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรล่าช้าประมาณหนึ่งเดือนเมื่อเปรียบเทียบกับพื้นดิน ค่าสูงสุดในซีกโลกเหนือเกิดขึ้นในเดือนสิงหาคม ต่ำสุดคือในเดือนกุมภาพันธ์ แอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวของมหาสมุทรจาก 1 ºСในละติจูดเส้นศูนย์สูตรถึง 10.2 ºСในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีทะลุระดับความลึก 200-300 เมตร

การถ่ายเทความร้อนสู่บรรยากาศ nnn อากาศในบรรยากาศได้รับความร้อนเล็กน้อยจากแสงแดดโดยตรง บรรยากาศได้รับความร้อนจากพื้นผิวด้านล่าง ความร้อนถูกถ่ายเทไปยังชั้นบรรยากาศโดยการพาความร้อน การพาดพิง และเป็นผลมาจากการปลดปล่อยความร้อนระหว่างการควบแน่นของไอน้ำ

การถ่ายเทความร้อนระหว่างการควบแน่น n n การทำให้พื้นผิวร้อนขึ้น น้ำจะถูกแปลงเป็นไอน้ำ ไอน้ำถูกพัดพาไปโดยอากาศที่เพิ่มขึ้น เมื่ออุณหภูมิลดลงก็จะกลายเป็นน้ำ (condensation) สิ่งนี้จะปล่อยความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศ

กระบวนการอะเดียแบติก nn n ในอากาศที่เพิ่มขึ้น อุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงเนื่องจากกระบวนการอะเดียแบติก (โดยการแปลงพลังงานภายในของก๊าซเป็นงานและทำงานเป็นพลังงานภายใน) อากาศที่เพิ่มขึ้นจะขยายตัว ทำงานโดยใช้พลังงานภายใน และอุณหภูมิจะลดลง ในทางตรงกันข้าม อากาศจากมากไปน้อยถูกบีบอัด พลังงานที่ใช้ไปกับสิ่งนี้จะถูกปลดปล่อยออกมา และอุณหภูมิของอากาศก็สูงขึ้น

n n แห้งหรือมีไอน้ำแต่อากาศไม่อิ่มตัวสูงขึ้นทำให้เย็นลงแบบอะเดียแบติกทุกๆ 100 ม. ทุกๆ 100 ม. อากาศอิ่มตัวด้วยไอน้ำจะเย็นลง 0.6 ºС เมื่อเพิ่มขึ้น 100 ม. เนื่องจากการควบแน่นเกิดขึ้นพร้อมกับการปล่อยความร้อน

เมื่อลดระดับลง ทั้งอากาศแห้งและอากาศชื้นจะร้อนขึ้นเท่ากัน เนื่องจากการควบแน่นของความชื้นจะไม่เกิดขึ้น n ทุก ๆ 100 เมตรของการลง อากาศจะร้อนขึ้น 1ºC น

การผกผัน nn n การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิที่มีความสูงเรียกว่าการผกผันและชั้นที่อุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามความสูงเรียกว่าชั้นผกผัน ประเภทของการผกผัน: - การผกผันของรังสี - การผกผันของรังสีที่เกิดขึ้นหลังพระอาทิตย์ตกดิน เมื่อรังสีของดวงอาทิตย์ทำให้ชั้นบนร้อน - การผกผัน Advective - เกิดขึ้นจากการบุกรุก (advection) ของอากาศอุ่นบนพื้นผิวที่เย็น - การผกผันของ Orographic - อากาศเย็นไหลเข้าสู่ความกดอากาศต่ำและซบเซาที่นั่น

ประเภทของการกระจายอุณหภูมิที่มีความสูง a - การผกผันของพื้นผิว b - isotherm พื้นผิว c - การผกผันในบรรยากาศอิสระ

Advection n n การบุกรุก (advection) ของมวลอากาศที่เกิดขึ้นภายใต้สภาวะอื่นในพื้นที่ที่กำหนด มวลอากาศอุ่นทำให้อุณหภูมิของอากาศเพิ่มขึ้นในบริเวณที่กำหนด มวลอากาศเย็นทำให้อุณหภูมิลดลง

ความแปรผันของอุณหภูมิรายวันของบรรยากาศอิสระ nn การแปรผันของอุณหภูมิรายวันและรายปีในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนล่างสูงถึง 2 กม. สะท้อนถึงความแปรผันของอุณหภูมิพื้นผิว ด้วยระยะห่างจากพื้นผิว แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิจะลดลง และช่วงเวลาสูงสุดและต่ำสุดจะล่าช้า ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศรายวันในฤดูหนาวสามารถสังเกตได้สูงถึง 0.5 กม. ในฤดูร้อน - สูงสุด 2 กม. ในชั้น 2 ม. พบสูงสุดรายวันประมาณ 14-15 ชั่วโมงและต่ำสุดหลังพระอาทิตย์ขึ้น แอมพลิจูดของแอมพลิจูดอุณหภูมิรายวันลดลงตามละติจูดที่เพิ่มขึ้น ที่ใหญ่ที่สุดในละติจูดกึ่งเขตร้อน ที่เล็กที่สุด - ในขั้วโลก

nn n เส้นที่มีอุณหภูมิเท่ากันเรียกว่าไอโซเทอร์ม ไอโซเทอร์มที่มีอุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีสูงสุดเรียกว่า "เส้นศูนย์สูตรความร้อน" ซ.

ความแปรผันประจำปีของอุณหภูมิอากาศ nn n ขึ้นกับละติจูด จากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วโลก แอมพลิจูดประจำปีของความผันผวนของอุณหภูมิอากาศจะเพิ่มขึ้น ความแปรผันของอุณหภูมิประจำปีมี 4 ประเภทตามขนาดของแอมพลิจูดและเวลาที่อุณหภูมิสูงขึ้น

n n ประเภทเส้นศูนย์สูตร - สอง maxima (หลัง Equinoxes) และ Minima สองอัน (หลังครีษมายัน) แอมพลิจูดในมหาสมุทรอยู่ที่ประมาณ 1 ºСเหนือพื้นดิน - สูงถึง 10 ºС อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี ประเภทเขตร้อน - สูงสุดหนึ่งรายการ (หลังครีษมายัน) และขั้นต่ำหนึ่งรายการ (หลังเหมายัน) แอมพลิจูดเหนือมหาสมุทรอยู่ที่ประมาณ 5 ºСบนบก - สูงถึง 20 ºС อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี

n n ประเภทปานกลาง - สูงสุดหนึ่งรายการ (บนบกในเดือนกรกฎาคม เหนือมหาสมุทร - ในเดือนสิงหาคม) และอย่างน้อยหนึ่งรายการ (บนบกในเดือนมกราคม ในมหาสมุทร - ในเดือนกุมภาพันธ์) สี่ฤดูกาล แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีเพิ่มขึ้นตามละติจูดที่เพิ่มขึ้นและระยะห่างจากมหาสมุทรที่เพิ่มขึ้น: บนชายฝั่ง 10 ºС ห่างจากมหาสมุทร - 60 ºС และอื่นๆ อุณหภูมิในฤดูหนาวติดลบ ประเภทขั้วโลก - ฤดูหนาวยาวและหนาวมาก ฤดูร้อนสั้นและเย็น แอมพลิจูดประจำปีคือ 25 ºСและอื่น ๆ (เหนือพื้นดินสูงถึง 65 ºС) อุณหภูมิติดลบเกือบทั้งปี

n ปัจจัยที่ซับซ้อนของการแปรผันของอุณหภูมิประจำปี เช่นเดียวกับความแปรผันรายวัน คือ ธรรมชาติของพื้นผิวที่อยู่เบื้องล่าง (พืชพันธุ์ หิมะ หรือน้ำแข็งปกคลุม) ความสูงของภูมิประเทศ ความห่างไกลจากมหาสมุทร การบุกรุกของมวลอากาศ แตกต่างกันในระบบการระบายความร้อน

n n n อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยใกล้พื้นผิวโลกในซีกโลกเหนือในเดือนมกราคม +8 ºСในเดือนกรกฎาคม +22 ºС; ทางใต้ - ในเดือนกรกฎาคม +10 ºСในเดือนมกราคม +17 ºС แอมพลิจูดประจำปีของความผันผวนของอุณหภูมิอากาศคือ 14 ºСสำหรับซีกโลกเหนือและเพียง 7 ºСสำหรับทางใต้ซึ่งบ่งบอกถึงทวีปที่ต่ำกว่าของซีกโลกใต้ อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีใกล้พื้นผิวโลกโดยทั่วไปคือ +14 ºС

เจ้าของสถิติโลก nnn อุณหภูมิอากาศสูงสุดที่แน่นอนถูกสังเกต: ในซีกโลกเหนือ - ในแอฟริกา (ลิเบีย, +58, 1 ºС) และในที่ราบสูงเม็กซิกัน (เซาหลุยส์, +58 ºС) ในซีกโลกใต้ - ในออสเตรเลีย (+51ºС) ค่าต่ำสุดที่แน่นอนถูกบันทึกไว้ในแอนตาร์กติกา (-88.3 ºС, สถานี Vostok) และในไซบีเรีย (Verkhoyansk, -68 ºС, Oymyakon, -77.8 ºС) อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีสูงที่สุดในแอฟริกาเหนือ (ลู, โซมาเลีย, +31 ºС) ต่ำสุดในทวีปแอนตาร์กติกา (สถานี Vostok, -55, 6 ºС)

สายพานระบายความร้อน nn เหล่านี้เป็นโซนละติจูดของโลกที่มีอุณหภูมิที่แน่นอน เนื่องจากการกระจายตัวของพื้นดินและมหาสมุทร กระแสอากาศและน้ำไม่สม่ำเสมอ โซนความร้อนจึงไม่ตรงกับโซนแสงสว่าง สำหรับขอบเขตของสายพานจะใช้ไอโซเทอร์ม - เส้นที่มีอุณหภูมิเท่ากัน

โซนความร้อน n n มี 7 โซนความร้อน - เขตร้อนตั้งอยู่ระหว่าง isotherm ประจำปี +20 ºСของซีกโลกเหนือและใต้ - เขตอบอุ่นสองเขตที่ล้อมรอบด้วยเส้นศูนย์สูตรโดย isotherm ประจำปี +20 ºСและจากขั้วโดย isotherm +10 ºСของเดือนที่ร้อนที่สุด - เข็มขัดเย็นสองเส้นตั้งอยู่ระหว่าง isotherms +10 ºСและ 0 ºСของเดือนที่ร้อนที่สุด

ผิวที่ร้อนจากรังสีของดวงอาทิตย์โดยตรงและปล่อยความร้อนไปยังชั้นและอากาศที่อยู่เบื้องล่างเรียกว่า คล่องแคล่ว.อุณหภูมิของพื้นผิวที่ทำงาน ค่าและการเปลี่ยนแปลง (รูปแบบรายวันและรายปี) ถูกกำหนดโดยสมดุลความร้อน

ค่าสูงสุดของส่วนประกอบเกือบทั้งหมดของสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ในเวลาใกล้เที่ยง ข้อยกเว้นคือการแลกเปลี่ยนความร้อนสูงสุดในดินซึ่งตรงกับช่วงเช้า

แอมพลิจูดสูงสุดของการเปลี่ยนแปลงรายวันของส่วนประกอบสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ในฤดูร้อน ต่ำสุด - ในฤดูหนาว ในช่วงเวลากลางวันของอุณหภูมิพื้นผิวที่แห้งและปราศจากพืชพรรณ ในวันที่อากาศแจ่มใส ค่าสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังเวลา 13:00 น. และค่าต่ำสุดจะเกิดขึ้นในช่วงเวลาพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัวจะรบกวนอุณหภูมิพื้นผิวปกติและทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในช่วงเวลาสูงสุดและต่ำสุด ความชื้นและพืชพรรณปกคลุมมีอิทธิพลอย่างมากต่ออุณหภูมิพื้นผิว อุณหภูมิพื้นผิวในตอนกลางวันสูงสุดได้ +80°C หรือมากกว่า ความผันผวนรายวันถึง 40° ค่าของมันขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ช่วงเวลาของปี ความขุ่นมัว คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความขรุขระ พืชปกคลุม และความลาดเอียง

อุณหภูมิประจำปีของชั้นแอกทีฟจะแตกต่างกันไปตามละติจูดที่ต่างกัน อุณหภูมิสูงสุดในละติจูดกลางและสูงมักสังเกตได้ในเดือนมิถุนายน ซึ่งต่ำสุดคือในเดือนมกราคม แอมพลิจูดของความผันผวนประจำปีของอุณหภูมิของชั้นแอกทีฟที่ละติจูดต่ำนั้นมีขนาดเล็กมาก ที่ละติจูดกลางบนบก จะสูงถึง 30° ความผันผวนของอุณหภูมิพื้นผิวประจำปีในเขตอบอุ่นและละติจูดสูงนั้นได้รับอิทธิพลอย่างมากจากหิมะที่ปกคลุม

ต้องใช้เวลาในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่ง และช่วงเวลาที่อุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าออกไปทุกๆ 10 ซม. ประมาณ 3 ชั่วโมง หากอุณหภูมิบนพื้นผิวสูงสุดอยู่ที่ประมาณ 13:00 น. ที่ความลึก 10 ซม. อุณหภูมิจะสูงสุดประมาณ 16:00 น. และที่ความลึก 20 ซม. - เวลาประมาณ 19:00 น. เป็นต้น ตามลำดับ ความร้อนของชั้นต้นแบบจากชั้นที่อยู่เหนือชั้น แต่ละชั้นจะดูดซับความร้อนจำนวนหนึ่ง ยิ่งชั้นอยู่ลึกเท่าใด ความร้อนก็จะยิ่งได้รับน้อยลงและความผันผวนของอุณหภูมิในชั้นก็จะยิ่งอ่อนลง แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันโดยมีความลึกลดลง 2 เท่าทุกๆ 15 ซม. ซึ่งหมายความว่าหากแอมพลิจูดบนพื้นผิวคือ 16° ที่ความลึก 15 ซม. ก็จะเท่ากับ 8° และที่ความลึก 30 ซม. จะเป็น 4°

ที่ความลึกเฉลี่ยประมาณ 1 ม. ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ "จางลง" เลเยอร์ที่การสั่นเหล่านี้หยุดในทางปฏิบัติเรียกว่าเลเยอร์ อุณหภูมิรายวันคงที่

ยิ่งช่วงอุณหภูมิผันผวนนานเท่าใด อุณหภูมิก็จะยิ่งกระจายลึกมากขึ้นเท่านั้น ในละติจูดกลาง ชั้นของอุณหภูมิคงที่รายปีอยู่ที่ระดับความลึก 19-20 ม. ในละติจูดสูงที่ความลึก 25 ม. ในละติจูดเขตร้อน แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีมีขนาดเล็ก และชั้นของแอมพลิจูดรายปีคงที่คือ ที่ความลึกเพียง 5-10 เมตร และอุณหภูมิต่ำสุดจะล่าช้าโดยเฉลี่ย 20-30 วันต่อเมตร ดังนั้น หากสังเกตอุณหภูมิต่ำสุดบนพื้นผิวในเดือนมกราคม ที่ระดับความลึก 2 เมตร จะเกิดขึ้นในต้นเดือนมีนาคม การสังเกตพบว่าอุณหภูมิในชั้นอุณหภูมิคงที่ประจำปีนั้นใกล้เคียงกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีเหนือพื้นผิว

น้ำที่มีความจุความร้อนสูงกว่าและมีค่าการนำความร้อนต่ำกว่าพื้นดิน ทำให้ร้อนช้ากว่าและปล่อยความร้อนได้ช้ากว่า รังสีของดวงอาทิตย์บางส่วนที่ตกลงมาบนผิวน้ำถูกดูดซับโดยชั้นบนสุด และบางส่วนก็ทะลุทะลวงไปยังระดับความลึกพอสมควร ทำให้ชั้นบางส่วนร้อนขึ้นโดยตรง

การเคลื่อนที่ของน้ำทำให้ถ่ายเทความร้อนได้ เนื่องจากการผสมแบบปั่นป่วน การถ่ายเทความร้อนในเชิงลึกจึงเกิดขึ้นได้เร็วกว่าการนำความร้อนถึง 1,000 - 10,000 เท่า เมื่อชั้นผิวของน้ำเย็นจะเกิดการพาความร้อนพร้อมกับการผสม อุณหภูมิผันผวนรายวันบนพื้นผิวของมหาสมุทรในละติจูดสูงโดยเฉลี่ยเพียง 0.1° ในละติจูดพอสมควร - 0.4° ในละติจูดเขตร้อน - 0.5° ความลึกในการเจาะของการสั่นสะเทือนนี้คือ 15-20 เมตร แอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรมีช่วงตั้งแต่ 1° ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรถึง 10.2° ในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีทะลุระดับความลึก 200-300 ม. ช่วงเวลาของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำนั้นช้าเมื่อเทียบกับพื้นดิน สูงสุดเกิดขึ้นประมาณ 15-16 ชั่วโมง ต่ำสุด - 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น

ระบอบความร้อนของชั้นล่างของบรรยากาศ

อากาศได้รับความร้อนส่วนใหญ่ไม่ได้มาจากแสงแดดโดยตรง แต่เกิดจากการถ่ายเทความร้อนไปยังพื้นผิวที่อยู่เบื้องล่าง (กระบวนการของการแผ่รังสีและการนำความร้อน) บทบาทที่สำคัญที่สุดในการถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวไปยังชั้นโทรโพสเฟียร์นั้นเล่นโดย การแลกเปลี่ยนความร้อนและการถ่ายเทความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ การเคลื่อนที่แบบสุ่มของอนุภาคอากาศที่เกิดจากความร้อนของพื้นผิวด้านล่างที่มีความร้อนไม่สม่ำเสมอเรียกว่า ความร้อนปั่นป่วนหรือ การพาความร้อน

หากแทนที่จะเป็นกระแสน้ำวนที่เคลื่อนที่อย่างโกลาหล การเคลื่อนขึ้นสูง (ความร้อน) อันทรงพลังและการเคลื่อนที่ของอากาศจากมากไปน้อยที่มีกำลังน้อยกว่าเริ่มครอบงำ การพาความร้อนจะเรียกว่า เป็นระเบียบอากาศอุ่นใกล้พื้นผิวพุ่งขึ้นไปถ่ายเทความร้อน การพาความร้อนสามารถพัฒนาได้ตราบใดที่อากาศมีอุณหภูมิสูงกว่าอุณหภูมิของสิ่งแวดล้อมที่อากาศสูงขึ้น (สภาวะที่ไม่เสถียรของบรรยากาศ) หากอุณหภูมิของอากาศที่เพิ่มขึ้นเท่ากับอุณหภูมิของสภาพแวดล้อม การเพิ่มขึ้นจะหยุดลง (สภาวะที่ไม่แยแสของบรรยากาศ) ถ้าอากาศเย็นกว่าสิ่งแวดล้อมก็จะเริ่มจม (สภาวะคงตัวของบรรยากาศ)

ด้วยการเคลื่อนที่ของอากาศที่ปั่นป่วน อนุภาคจำนวนมากขึ้นเรื่อยๆ เมื่อสัมผัสกับพื้นผิว ได้รับความร้อน การเพิ่มขึ้นและการผสม ให้กับอนุภาคอื่นๆ ปริมาณความร้อนที่ได้รับจากอากาศจากพื้นผิวผ่านความปั่นป่วนนั้นมากกว่าปริมาณความร้อนที่ได้รับจากการแผ่รังสี 400 เท่า และเป็นผลมาจากการถ่ายเทความร้อนระดับโมเลกุล - เกือบ 500,000 เท่า ความร้อนจะถูกถ่ายเทจากพื้นผิวสู่ชั้นบรรยากาศพร้อมกับความชื้นที่ระเหยออกมาจากพื้นผิว จากนั้นจึงปล่อยออกมาในระหว่างกระบวนการควบแน่น ไอน้ำแต่ละกรัมประกอบด้วยความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ 600 แคลอรี

ในอากาศที่เพิ่มขึ้น อุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงเนื่องจาก อะเดียแบติกกระบวนการ กล่าวคือ ไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม เนื่องจากการแปลงพลังงานภายในของก๊าซเป็นงานและทำงานเป็นพลังงานภายใน เนื่องจากพลังงานภายในเป็นสัดส่วนกับอุณหภูมิสัมบูรณ์ของก๊าซ อุณหภูมิจึงเปลี่ยนแปลง อากาศที่เพิ่มขึ้นจะขยายตัว ทำงานโดยใช้พลังงานภายใน และอุณหภูมิจะลดลง ในทางตรงกันข้าม อากาศจากมากไปน้อยจะถูกบีบอัด พลังงานที่ใช้ไปกับการขยายตัวจะถูกปล่อยออกมา และอุณหภูมิของอากาศก็สูงขึ้น

ปริมาณการระบายความร้อนของอากาศอิ่มตัวเมื่อเพิ่มขึ้น 100 ม. ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศและความดันบรรยากาศ และแตกต่างกันภายในขอบเขตกว้าง อากาศไม่อิ่มตัวจากมากไปน้อยร้อนขึ้น 1 °ต่อ 100 ม. อิ่มตัวด้วยปริมาณที่น้อยกว่าเนื่องจากการระเหยเกิดขึ้นในนั้นซึ่งความร้อนถูกใช้ไป อากาศอิ่มตัวที่เพิ่มขึ้นมักจะสูญเสียความชื้นในระหว่างการตกตะกอนและไม่อิ่มตัว เมื่อลดระดับอากาศดังกล่าวจะร้อนขึ้น 1 °ต่อ 100 ม.

ส่งผลให้อุณหภูมิลดลงระหว่างทางขึ้นน้อยกว่าอุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นตอนลดระดับ และอากาศที่ขึ้นแล้วลงที่ระดับเดียวกันที่ความดันเดียวกันจะมีอุณหภูมิต่างกัน - อุณหภูมิสุดท้ายจะสูงกว่าอุณหภูมิเริ่มต้น . กระบวนการดังกล่าวเรียกว่า ซูโดอะเดียแบติก

เนื่องจากอากาศได้รับความร้อนจากพื้นผิวที่ใช้งานเป็นหลัก อุณหภูมิในบรรยากาศด้านล่างจึงลดลงตามความสูง ความลาดชันในแนวตั้งของโทรโพสเฟียร์เฉลี่ย 0.6° ต่อ 100 ม. ถือว่าเป็นค่าบวกหากอุณหภูมิลดลงตามความสูง และเป็นค่าลบหากสูงขึ้น ในชั้นผิวด้านล่างของอากาศ (1.5-2 ม.) การไล่ระดับแนวตั้งอาจมีขนาดใหญ่มาก

อุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นสูงเรียกว่า ผกผันและชั้นของอากาศที่มีอุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามความสูง - ชั้นผกผันในชั้นบรรยากาศสามารถสังเกตชั้นของการผกผันได้เกือบตลอดเวลา ที่พื้นผิวโลกเมื่อเย็นลงอย่างแรงอันเป็นผลมาจากการแผ่รังสี การผกผันการแผ่รังสี(ผกผันรังสี). ปรากฏในคืนฤดูร้อนที่ชัดเจนและสามารถครอบคลุมชั้นหลายร้อยเมตร ในฤดูหนาว ในสภาพอากาศแจ่มใส การผกผันจะคงอยู่เป็นเวลาหลายวันหรือหลายสัปดาห์ การผกผันในฤดูหนาวสามารถครอบคลุมชั้นได้ถึง 1.5 กม.

การผกผันจะเพิ่มขึ้นตามเงื่อนไขการผ่อนปรน: อากาศเย็นจะไหลเข้าสู่ความกดอากาศต่ำและหยุดนิ่งอยู่ที่นั่น การผกผันดังกล่าวเรียกว่า orographic.การผกผันอันทรงพลังที่เรียกว่า บังเอิญ,เกิดขึ้นเมื่ออากาศที่ค่อนข้างอุ่นมาถึงพื้นผิวเย็น ทำให้ชั้นล่างเย็นลง การผกผัน advective ในเวลากลางวันจะแสดงออกมาอย่างอ่อน ในเวลากลางคืน พวกเขาได้รับการปรับปรุงโดยการระบายความร้อนด้วยการแผ่รังสี ในฤดูใบไม้ผลิ การก่อตัวของการผกผันดังกล่าวได้รับการอำนวยความสะดวกโดยหิมะปกคลุมที่ยังไม่ละลาย

น้ำค้างแข็งเกี่ยวข้องกับปรากฏการณ์การผกผันของอุณหภูมิในชั้นอากาศที่พื้นผิว แช่แข็ง -อุณหภูมิอากาศลดลงในเวลากลางคืนเป็น 0 ° และต่ำกว่าในเวลาที่อุณหภูมิเฉลี่ยรายวันสูงกว่า 0 ° (ฤดูใบไม้ร่วง ฤดูใบไม้ผลิ) อาจเป็นไปได้ว่าน้ำค้างแข็งจะสังเกตเห็นได้เฉพาะบนดินเมื่ออุณหภูมิของอากาศสูงกว่าศูนย์เท่านั้น

สถานะความร้อนของบรรยากาศส่งผลต่อการแพร่กระจายของแสงในบรรยากาศ ในกรณีที่อุณหภูมิเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วตามความสูง (เพิ่มขึ้นหรือลดลง) จะมี ภาพลวงตา

มิราจ - ภาพจินตนาการของวัตถุที่ปรากฏเหนือมัน (ภาพลวงตาบน) หรือด้านล่าง (ภาพลวงตาล่าง) ภาพลวงตาด้านข้างที่พบได้น้อย (ภาพปรากฏขึ้นจากด้านข้าง) สาเหตุของภาพลวงตาคือความโค้งของวิถีโคจรของรังสีแสงที่มาจากวัตถุไปยังตาของผู้สังเกต อันเป็นผลมาจากการหักเหของแสงที่ขอบของชั้นต่างๆ ที่มีความหนาแน่นต่างกัน

ความแปรผันของอุณหภูมิรายวันและรายปีในชั้นโทรโพสเฟียร์ตอนล่างสูงถึง 2 กม. โดยทั่วไปจะสะท้อนถึงความแปรผันของอุณหภูมิพื้นผิว ด้วยระยะห่างจากพื้นผิว แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิจะลดลง และช่วงเวลาสูงสุดและต่ำสุดจะล่าช้า ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศรายวันในฤดูหนาวสามารถสังเกตได้สูงถึง 0.5 กม. ในฤดูร้อน - สูงสุด 2 กม.

แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันจะลดลงตามละติจูดที่เพิ่มขึ้น แอมพลิจูดรายวันที่ใหญ่ที่สุดอยู่ในละติจูดกึ่งเขตร้อน แอมพลิจูดที่เล็กที่สุดอยู่ในขั้วโลก ในละติจูดพอสมควร แอมพลิจูดรายวันจะแตกต่างกันไปในแต่ละช่วงเวลาของปี ในละติจูดสูง แอมพลิจูดรายวันที่ใหญ่ที่สุดคือในฤดูใบไม้ผลิและฤดูใบไม้ร่วง ในละติจูดพอสมควร - ในฤดูร้อน

อุณหภูมิอากาศประจำปีขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่เป็นหลัก จากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วโลก แอมพลิจูดประจำปีของความผันผวนของอุณหภูมิอากาศจะเพิ่มขึ้น

การแปรผันของอุณหภูมิประจำปีมีสี่ประเภทตามขนาดของแอมพลิจูดและเวลาที่อุณหภูมิสูงที่สุด

ประเภทเส้นศูนย์สูตรโดดเด่นด้วย maxima สองอัน (หลัง Equinoxes) และ Minima สองอัน (หลังครีษมายัน) แอมพลิจูดเหนือมหาสมุทรอยู่ที่ประมาณ 1° เหนือพื้นดิน - สูงถึง 10° อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี

ประเภทเขตร้อน -สูงสุดหนึ่งรายการ (หลังจากครีษมายัน) และค่าต่ำสุดหนึ่งรายการ (หลังเหมายัน) แอมพลิจูดเหนือมหาสมุทรอยู่ที่ประมาณ 5 °บนบก - สูงถึง 20° อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี

ประเภทปานกลาง -สูงสุดหนึ่งค่า (ในซีกโลกเหนือเหนือแผ่นดินในเดือนกรกฎาคม เหนือมหาสมุทรในเดือนสิงหาคม) และต่ำสุดหนึ่งค่า (ในซีกโลกเหนือเหนือแผ่นดินในเดือนมกราคม เหนือมหาสมุทรในเดือนกุมภาพันธ์) สี่ฤดูกาลมีความโดดเด่นอย่างชัดเจน: อบอุ่น เย็น และสองช่วงเปลี่ยนผ่าน แอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีเพิ่มขึ้นตามละติจูดที่เพิ่มขึ้น เช่นเดียวกับระยะห่างจากมหาสมุทร: บนชายฝั่ง 10° ห่างจากมหาสมุทร - สูงสุด 60° และมากกว่านั้น (ในยาคุตสค์ - -62.5°) อุณหภูมิในฤดูหนาวติดลบ

ประเภทขั้ว -ฤดูหนาวยาวนานและหนาวมาก ฤดูร้อนสั้นและเย็น แอมพลิจูดต่อปีคือ 25 °และมากกว่านั้น (เหนือพื้นดินสูงถึง 65 °) อุณหภูมิติดลบเกือบทั้งปี ภาพรวมของอุณหภูมิอากาศประจำปีมีความซับซ้อนจากอิทธิพลของปัจจัยต่างๆ ซึ่งพื้นผิวด้านล่างมีความสำคัญเป็นพิเศษ เหนือผิวน้ำ ความแปรผันของอุณหภูมิประจำปีจะปรับให้เรียบ ในทางตรงกันข้าม จะเด่นชัดกว่า หิมะและน้ำแข็งปกคลุมช่วยลดอุณหภูมิประจำปีได้อย่างมาก ความสูงของสถานที่ที่อยู่เหนือระดับมหาสมุทร ความโล่งใจ ระยะห่างจากมหาสมุทร และความขุ่นมัวก็ส่งผลกระทบเช่นกัน อุณหภูมิอากาศประจำปีที่ราบรื่นถูกรบกวนจากการรบกวนที่เกิดจากการบุกรุกของอากาศเย็นหรือลมอุ่นในทางกลับกัน ตัวอย่างอาจเป็นการกลับมาในฤดูใบไม้ผลิของสภาพอากาศหนาวเย็น (คลื่นเย็น) การกลับมาของความร้อนในฤดูใบไม้ร่วง การละลายในฤดูหนาวในละติจูดพอสมควร

การกระจายอุณหภูมิอากาศที่พื้นผิวด้านล่าง

ถ้าพื้นผิวโลกเป็นเนื้อเดียวกัน และชั้นบรรยากาศและไฮโดรสเฟียร์อยู่นิ่ง การกระจายความร้อนเหนือพื้นผิวโลกจะถูกกำหนดโดยการไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์เท่านั้น และอุณหภูมิของอากาศจะค่อยๆ ลดลงจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้ว เหลือไว้ ที่ขนานกัน (อุณหภูมิแสงอาทิตย์) อันที่จริง อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีนั้นพิจารณาจากความสมดุลของความร้อนและขึ้นอยู่กับธรรมชาติของพื้นผิวที่อยู่เบื้องล่างและการแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างละติจูดอย่างต่อเนื่องที่กระทำโดยการเคลื่อนที่ของอากาศและน้ำในมหาสมุทร ดังนั้นจึงมีความแตกต่างอย่างมากจากอุณหภูมิสุริยะ

อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยทั้งปีที่เกิดขึ้นจริงใกล้พื้นผิวโลกในละติจูดต่ำนั้นต่ำกว่า และในละติจูดที่สูง ในทางกลับกัน อุณหภูมิเหล่านั้นจะสูงกว่าอุณหภูมิสุริยะ ในซีกโลกใต้ อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปีจริงที่ละติจูดทั้งหมดต่ำกว่าในภาคเหนือ อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยใกล้พื้นผิวโลกในซีกโลกเหนือในเดือนมกราคมคือ +8°C ในเดือนกรกฎาคม +22°C; ทางใต้ - +10° C ในเดือนกรกฎาคม, +17° C ในเดือนมกราคม อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยสำหรับปีที่พื้นผิวโลกคือ +14 ° C โดยรวม

หากเราทำเครื่องหมายอุณหภูมิเฉลี่ยรายปีหรือรายเดือนสูงสุดบนเส้นเมอริเดียนที่ต่างกันและเชื่อมโยงเข้าด้วยกัน เราจะได้เส้น ความร้อนสูงสุด,มักเรียกว่าเส้นศูนย์สูตรความร้อน การพิจารณาเส้นขนาน (วงกลมละติจูด) ที่มีอุณหภูมิเฉลี่ยปกติสูงสุดของปีหรือเดือนใดๆ เป็นเส้นศูนย์สูตรน่าจะถูกต้องกว่า เส้นศูนย์สูตรความร้อนไม่ตรงกับเส้นทางภูมิศาสตร์และถูก "เปลี่ยน"; ไปทางเหนือ ในระหว่างปี จะเคลื่อนจาก 20° N. ซ. (ในเดือนกรกฎาคม) ถึง 0 ° (ในเดือนมกราคม) มีเหตุผลหลายประการสำหรับการเปลี่ยนเส้นศูนย์สูตรความร้อนไปทางเหนือ: ความเด่นของแผ่นดินในละติจูดเขตร้อนของซีกโลกเหนือ ขั้วโลกเย็นของแอนตาร์กติก และบางทีระยะเวลาของฤดูร้อนก็มีความสำคัญ (ฤดูร้อนในซีกโลกใต้นั้นสั้นกว่า ).

เข็มขัดความร้อน

ไอโซเทอร์มถูกนำไปใช้เกินขอบเขตของสายพานระบายความร้อน (อุณหภูมิ) มีเจ็ดโซนความร้อน:

เข็มขัดร้อน, ตั้งอยู่ระหว่างไอโซเทอร์มประจำปี + 20 °ของซีกโลกเหนือและใต้ สองเขตอบอุ่น, ล้อมรอบจากด้านข้างของเส้นศูนย์สูตรโดย isotherm ประจำปี + 20 °, จากขั้วโดย isotherm + 10 °ของเดือนที่อบอุ่นที่สุด;

สอง เข็มขัดเย็น, ตั้งอยู่ระหว่าง isotherm + 10 ° และเดือนที่ร้อนที่สุด;

สอง เข็มขัดน้ำแข็งตั้งอยู่ใกล้กับขั้วและล้อมรอบด้วยไอโซเทอร์ม 0° ของเดือนที่ร้อนที่สุด ในซีกโลกเหนือนี่คือกรีนแลนด์และพื้นที่ใกล้ขั้วโลกเหนือในซีกโลกใต้ - พื้นที่ภายในเส้นขนาน 60 ° S ซ.

เขตอุณหภูมิเป็นพื้นฐานของเขตภูมิอากาศภายในสายพานแต่ละเส้น จะสังเกตพบการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิได้มากขึ้นอยู่กับพื้นผิวด้านล่าง บนบก อิทธิพลของการบรรเทาอุณหภูมิมีมาก การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิที่มีความสูงทุกๆ 100 เมตรจะไม่เท่ากันในเขตอุณหภูมิที่ต่างกัน การไล่ระดับแนวตั้งในชั้นกิโลเมตรล่างของชั้นโทรโพสเฟียร์แตกต่างกันไปตั้งแต่ 0° เหนือพื้นผิวน้ำแข็งของทวีปแอนตาร์กติกา ไปจนถึง 0.8 องศาในฤดูร้อนเหนือทะเลทรายเขตร้อน ดังนั้น วิธีการนำอุณหภูมิสู่ระดับน้ำทะเลโดยใช้ความลาดชันเฉลี่ย (6°/100 ม.) อาจนำไปสู่ข้อผิดพลาดอย่างร้ายแรงในบางครั้ง การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิด้วยความสูงเป็นสาเหตุของเขตภูมิอากาศในแนวตั้ง

น้ำในบรรยากาศ

ชั้นบรรยากาศของโลกประกอบด้วยไอน้ำประมาณ 14,000 กม. 3 น้ำเข้าสู่ชั้นบรรยากาศส่วนใหญ่เป็นผลมาจากการระเหยจากพื้นผิวโลก ความชื้นควบแน่นในบรรยากาศ ถูกกระแสลมพัดพาไป และตกลงสู่พื้นผิวโลก มีวัฏจักรของน้ำคงที่ เป็นไปได้เนื่องจากความสามารถในการอยู่ในสามสถานะ (ของแข็ง ของเหลว และไอ) และย้ายจากสถานะหนึ่งไปยังอีกสถานะหนึ่งได้อย่างง่ายดาย

ลักษณะของความชื้นในอากาศ

ความชื้นสัมบูรณ์ -ปริมาณไอน้ำในบรรยากาศเป็นกรัมต่ออากาศ 1 ม. 3 ("; a";)

ความชื้นสัมพัทธ์ -อัตราส่วนของแรงดันไอน้ำจริงต่อความยืดหยุ่นของความอิ่มตัว แสดงเป็นเปอร์เซ็นต์ ความชื้นสัมพัทธ์เป็นตัวกำหนดระดับความอิ่มตัวของอากาศด้วยไอน้ำ

ขาดความชื้น- ขาดความอิ่มตัวที่อุณหภูมิที่กำหนด:

จุดน้ำค้าง -อุณหภูมิที่ไอน้ำในอากาศอิ่มตัว

การระเหยและการระเหยไอน้ำเข้าสู่บรรยากาศผ่านการระเหยจากพื้นผิวด้านล่าง (การระเหยทางกายภาพ) และการคายน้ำ กระบวนการระเหยทางกายภาพประกอบด้วยการเอาชนะแรงยึดเหนี่ยวโดยการเคลื่อนที่ของโมเลกุลของน้ำอย่างรวดเร็ว โดยแยกพวกมันออกจากพื้นผิวแล้วส่งผ่านสู่ชั้นบรรยากาศ ยิ่งอุณหภูมิของพื้นผิวระเหยสูงขึ้นเท่าใดการเคลื่อนที่ของโมเลกุลก็จะยิ่งเร็วขึ้นและเข้าสู่ชั้นบรรยากาศมากขึ้น

เมื่ออากาศอิ่มตัวด้วยไอน้ำ กระบวนการระเหยจะหยุดลง

กระบวนการระเหยต้องใช้ความร้อน: การระเหยของน้ำ 1 กรัมต้องใช้ 597 แคลอรี การระเหยของน้ำแข็ง 1 กรัมต้องใช้มากกว่า 80 แคลอรี ส่งผลให้อุณหภูมิของพื้นผิวระเหยลดลง

การระเหยจากมหาสมุทรในทุกละติจูดนั้นยิ่งใหญ่กว่าการระเหยจากพื้นดินมาก มูลค่าสูงสุดของมหาสมุทรถึง 3000 ซม. ต่อปี ในละติจูดเขตร้อน ปริมาณการระเหยจากพื้นผิวมหาสมุทรในแต่ละปีจะมากที่สุดและเปลี่ยนแปลงเพียงเล็กน้อยในระหว่างปี ในละติจูดพอสมควร การระเหยสูงสุดจากมหาสมุทรอยู่ในฤดูหนาว ในละติจูดขั้วโลก - ในฤดูร้อน การระเหยสูงสุดจากพื้นผิวดินคือ 1,000 มม. ความแตกต่างในละติจูดนั้นพิจารณาจากความสมดุลของรังสีและความชื้น โดยทั่วไปในทิศทางจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วตามอุณหภูมิที่ลดลงการระเหยจะลดลง

ในกรณีที่ไม่มีความชื้นเพียงพอบนพื้นผิวที่ระเหย การระเหยไม่สามารถมีขนาดใหญ่ได้แม้ในอุณหภูมิสูงและขาดความชื้นมาก การระเหยที่เป็นไปได้ - การระเหย- ในกรณีนี้มีขนาดใหญ่มาก เหนือผิวน้ำมีการระเหยและการระเหยเกิดขึ้นพร้อมกัน บนบก การระเหยอาจน้อยกว่าการระเหยอย่างมาก การระเหยเป็นตัวกำหนดลักษณะปริมาณการระเหยที่เป็นไปได้จากดินที่มีความชื้นเพียงพอ การเปลี่ยนแปลงรายวันและรายปีของความชื้นในอากาศ ความชื้นในอากาศเปลี่ยนแปลงตลอดเวลาเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิพื้นผิวและอากาศที่ระเหย อัตราส่วนของกระบวนการระเหยและการควบแน่น และการถ่ายเทความชื้น

การเปลี่ยนแปลงของความชื้นสัมบูรณ์ในอากาศในแต่ละวันจะเดี่ยวหรือคู่ก็ได้ ค่าแรกเกิดขึ้นพร้อมกับความแปรผันของอุณหภูมิรายวัน โดยมีค่าสูงสุดและค่าต่ำสุดหนึ่งค่า และเป็นเรื่องปกติสำหรับสถานที่ที่มีความชื้นเพียงพอ สามารถสังเกตได้เหนือมหาสมุทรและในฤดูหนาวและฤดูใบไม้ร่วงบนบก การเคลื่อนไหวสองครั้งมีสองเสียงสูงและต่ำสองครั้งและเป็นเรื่องปกติสำหรับแผ่นดิน ค่าต่ำสุดในตอนเช้าก่อนพระอาทิตย์ขึ้นอธิบายได้จากการระเหยที่อ่อนมาก (หรือแม้ไม่มีอยู่) ในช่วงเวลากลางคืน เมื่อการมาถึงของพลังงานรังสีของดวงอาทิตย์เพิ่มขึ้น การระเหยจะเพิ่มขึ้น ความชื้นสัมบูรณ์จะถึงระดับสูงสุดที่เวลาประมาณ 09:00 น. เป็นผลให้การพาความร้อนที่กำลังพัฒนา - การถ่ายเทความชื้นไปยังชั้นบน - เกิดขึ้นเร็วกว่าการเข้าสู่อากาศจากพื้นผิวการระเหยดังนั้นเวลาประมาณ 16:00 น. ขั้นต่ำที่สองเกิดขึ้น ในตอนเย็น การพาความร้อนจะหยุด และการระเหยจากพื้นผิวที่ร้อนในตอนกลางวันยังคงค่อนข้างรุนแรงและความชื้นสะสมในชั้นล่างของอากาศ ทำให้วินาที (ตอนเย็น) สูงสุดประมาณ 20-21 ชั่วโมง

หลักสูตรความชื้นสัมบูรณ์ประจำปียังสอดคล้องกับอุณหภูมิประจำปี ในฤดูร้อนความชื้นสัมบูรณ์จะสูงที่สุด ส่วนในฤดูหนาวจะมีความชื้นต่ำที่สุด ความชื้นสัมพัทธ์รายวันและรายปีเกือบจะทุกที่ตรงข้ามกับอุณหภูมิ เนื่องจากความชื้นสูงสุดจะเพิ่มขึ้นเร็วกว่าความชื้นสัมบูรณ์เมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้น

ความชื้นสัมพัทธ์สูงสุดรายวันเกิดขึ้นก่อนพระอาทิตย์ขึ้น ต่ำสุดคือ 15-16 ชั่วโมง ในระหว่างปี โดยปกติความชื้นสัมพัทธ์สูงสุดจะตกในเดือนที่หนาวที่สุด ค่าต่ำสุดคือเดือนที่ร้อนที่สุด ข้อยกเว้นคือบริเวณที่ลมชื้นพัดมาจากทะเลในฤดูร้อน และลมแห้งจากแผ่นดินใหญ่ในฤดูหนาว

การกระจายความชื้นในอากาศปริมาณความชื้นในอากาศในทิศทางจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้วโดยทั่วไปลดลงจาก 18-20 mb เป็น 1-2 ความชื้นสัมบูรณ์สูงสุด (มากกว่า 30 g / m 3) ถูกบันทึกเหนือทะเลแดงและในสามเหลี่ยมปากแม่น้ำ แม่น้ำโขง เฉลี่ยรายปีที่ใหญ่ที่สุด (มากกว่า 67 g / m 3) - เหนืออ่าวเบงกอล เฉลี่ยรายปีที่เล็กที่สุด (ประมาณ 1 g / m 3) และต่ำสุดแน่นอน (น้อยกว่า 0.1 g / m 3) - เหนือแอนตาร์กติกา . ความชื้นสัมพัทธ์เปลี่ยนแปลงค่อนข้างน้อยตามละติจูด: ตัวอย่างเช่น ที่ละติจูด 0-10° ค่าสูงสุดที่ 85% ที่ละติจูด 30-40° - 70% และที่ละติจูด 60-70° - 80% ความชื้นสัมพัทธ์ลดลงอย่างเห็นได้ชัดจะสังเกตได้เฉพาะที่ละติจูด 30-40° ในซีกโลกเหนือและใต้ ค่าเฉลี่ยรายปีสูงสุดของความชื้นสัมพัทธ์ (90%) อยู่ที่ปากแม่น้ำอเมซอน ต่ำสุด (28%) ในคาร์ทูม (หุบเขาไนล์)

การควบแน่นและการระเหิดในอากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำเมื่ออุณหภูมิลดลงถึงจุดน้ำค้างหรือปริมาณไอน้ำในนั้นเพิ่มขึ้น การควบแน่น - น้ำเปลี่ยนจากสถานะไอเป็นสถานะของเหลว ที่อุณหภูมิต่ำกว่า 0 ° C น้ำสามารถข้ามสถานะของเหลวไปสู่สถานะของแข็งได้ กระบวนการนี้เรียกว่า การระเหิด ทั้งการควบแน่นและการระเหิดสามารถเกิดขึ้นได้ในอากาศบนนิวเคลียสของการควบแน่น บนพื้นผิวโลก และบนพื้นผิวของวัตถุต่างๆ เมื่ออุณหภูมิของอากาศเย็นลงจากพื้นผิวด้านล่างถึงจุดน้ำค้าง น้ำค้าง น้ำค้างแข็ง ตะกอนที่เป็นของเหลวและของแข็ง และน้ำค้างแข็งตกลงบนพื้นผิวที่เย็น

น้ำค้าง -หยดน้ำเล็ก ๆ มักจะรวมกัน มักปรากฏบนพื้นผิวในเวลากลางคืนบนใบของพืชที่เย็นลงเนื่องจากการแผ่รังสีความร้อน ในละติจูดพอสมควร น้ำค้างมีค่า 0.1-0.3 มม. ต่อคืน และ 10-50 มม. ต่อปี

น้ำค้างแข็ง -ตกตะกอนสีขาวอย่างหนัก เกิดขึ้นภายใต้สภาวะเดียวกับน้ำค้าง แต่ที่อุณหภูมิต่ำกว่า 0 ° (ระเหิด) เมื่อน้ำค้างก่อตัวขึ้น ความร้อนแฝงจะถูกปล่อยออกมา เมื่อน้ำแข็งก่อตัวขึ้น ความร้อนจะถูกดูดซับในทางตรงกันข้าม

คราบจุลินทรีย์ที่เป็นของเหลวและของแข็ง -ฟิล์มน้ำหรือน้ำแข็งบางๆ ก่อตัวบนพื้นผิวแนวตั้ง (ผนัง เสา ฯลฯ) เมื่อสภาพอากาศหนาวเย็นเปลี่ยนแปลงไปเป็นอากาศอบอุ่นอันเป็นผลมาจากการสัมผัสของอากาศชื้นและอุ่นกับพื้นผิวที่ระบายความร้อน

น้ำค้างแข็ง -ตะกอนสีขาวที่เกาะอยู่บนต้นไม้ สายไฟ และมุมของอาคารจากอากาศที่อิ่มตัวด้วยความชื้นที่อุณหภูมิต่ำกว่า 0 ° เรียกว่า น้ำแข็ง.มักเกิดขึ้นในฤดูใบไม้ร่วงและฤดูใบไม้ผลิที่อุณหภูมิ 0 °, -5°

การสะสมของผลิตภัณฑ์จากการควบแน่นหรือการระเหิด (หยดน้ำ ผลึกน้ำแข็ง) ในชั้นผิวของอากาศเรียกว่า หมอกหรือ หมอกควันหมอกและหมอกควันมีขนาดหยดแตกต่างกันและทำให้ทัศนวิสัยลดลง ในหมอก ทัศนวิสัยไม่เกิน 1 กม. ในหมอกควัน - มากกว่า 1 กม. เมื่อละอองน้ำมีขนาดใหญ่ขึ้น หมอกควันก็จะกลายเป็นหมอกได้ การระเหยของความชื้นออกจากพื้นผิวของหยดละอองอาจทำให้หมอกกลายเป็นหมอกควัน

หากเกิดการควบแน่น (หรือการระเหิด) ของไอน้ำเกิดขึ้นที่ความสูงระดับหนึ่งเหนือพื้นผิว เมฆ พวกเขาแตกต่างจากหมอกในตำแหน่งในบรรยากาศในโครงสร้างทางกายภาพและในรูปแบบที่หลากหลาย การก่อตัวของเมฆส่วนใหญ่เกิดจากการเย็นตัวแบบอะเดียแบติกของอากาศที่เพิ่มขึ้น ที่เพิ่มขึ้นและในขณะเดียวกันก็ค่อยๆ เย็นลง อากาศจะไปถึงขอบเขตซึ่งมีอุณหภูมิเท่ากับจุดน้ำค้าง พรมแดนนี้เรียกว่า ระดับการควบแน่นด้านบน เมื่อมีนิวเคลียสการควบแน่น การควบแน่นของไอน้ำเริ่มต้นขึ้นและเมฆสามารถก่อตัวได้ ดังนั้นขอบล่างของเมฆจึงใกล้เคียงกับระดับการควบแน่น ขอบเขตบนของเมฆถูกกำหนดโดยระดับการพาความร้อน - ขอบเขตของการกระจายของกระแสอากาศจากน้อยไปมาก มักเกิดขึ้นพร้อมกับชั้นการหน่วงเวลา

ที่ระดับความสูง ซึ่งอุณหภูมิของอากาศที่เพิ่มขึ้นต่ำกว่า 0 ° ผลึกน้ำแข็งจะปรากฏในเมฆ การตกผลึกมักเกิดขึ้นที่อุณหภูมิ -10° C, -15° C ไม่มีขอบเขตที่คมชัดระหว่างตำแหน่งขององค์ประกอบของเหลวและของแข็งในก้อนเมฆ หยดน้ำและผลึกน้ำแข็งที่ประกอบกันเป็นเมฆนั้นถูกกระแสน้ำพัดขึ้นด้านบนและไหลลงมาอีกครั้งภายใต้การกระทำของแรงโน้มถ่วง ละอองน้ำสามารถระเหยได้ต่ำกว่าขีดจำกัดการควบแน่น เมฆแบ่งออกเป็นน้ำน้ำแข็งผสมทั้งนี้ขึ้นอยู่กับความเด่นขององค์ประกอบบางอย่าง

น้ำเมฆประกอบด้วยหยดน้ำ ที่อุณหภูมิติดลบ หยดน้ำในก้อนเมฆจะถูกทำให้เย็นลงเป็นพิเศษ (ลดลงถึง -30°C) รัศมีหยดส่วนใหญ่มักมีตั้งแต่ 2 ถึง 7 ไมครอน ไม่เกิน 100 ไมครอน ในเมฆน้ำ 1 ซม. 3 มีหยดน้ำหลายร้อยหยด

น้ำแข็งเมฆประกอบด้วยผลึกน้ำแข็ง

ผสมประกอบด้วยหยดน้ำขนาดต่างๆ และผลึกน้ำแข็งในเวลาเดียวกัน ในฤดูร้อน เมฆน้ำจะปรากฏส่วนใหญ่ในชั้นล่างของชั้นโทรโพสเฟียร์ ผสม - ตรงกลาง น้ำแข็ง - อยู่ด้านบน การจำแนกเมฆระหว่างประเทศที่ทันสมัยนั้นขึ้นอยู่กับการแบ่งตามความสูงและลักษณะที่ปรากฏ

ตามลักษณะและความสูงของพวกมัน เมฆแบ่งออกเป็น 10 จำพวก:

ฉันครอบครัว (ชั้นบน):

แบบที่ 1 เซอร์รัส (C)-แยกเมฆที่ละเอียดอ่อนออกเป็นเส้น ๆ หรือเหมือนเส้นด้ายโดยไม่มี "เงา" ซึ่งมักจะเป็นสีขาวและมักจะส่องแสง

ชนิดที่ 2 เซอร์โรคิวมูลัส (CC) -ชั้นและสันของเกล็ดและลูกโปร่งใสไม่มีเงา

แบบที่ 3 เซอร์รอสตราตัส (Cs) - ผ้าห่อศพบางสีขาวโปร่งแสง

เมฆชั้นบนทั้งหมดเป็นน้ำแข็ง

ตระกูล II (ระดับกลาง):

ชนิดที่ 4 อัลโตคิวมูลัส(AC) - ชั้นหรือสันของจานสีขาวและลูกเพลา ประกอบด้วยหยดน้ำขนาดเล็ก

ชนิดที่ 5 อัลโตสเตรตัส(เนื่องจาก) - ม่านสีเทาเรียบหรือหยักเล็กน้อย พวกเขาเป็นเมฆผสม

ตระกูล III (ระดับล่าง):

ชนิดที่ 6 สตราโตคิวมูลัส(Sс) - ชั้นและสันของบล็อกและเพลาสีเทา ประกอบด้วยหยดน้ำ

ชนิดที่ 7 ชั้น(เซนต์) - ม่านเมฆสีเทา โดยปกติสิ่งเหล่านี้คือเมฆน้ำ

ชนิดที่ 8 Nimbostratus(Ns) - ชั้นสีเทาที่ไม่มีรูปร่าง บ่อยครั้ง "; เมฆเหล่านี้มาพร้อมกับฝนที่หยาบกร้าน (fn),

เมฆสตราโต-นิมบัสผสมกัน

ตระกูล IV (เมฆแห่งการพัฒนาในแนวตั้ง):

ชนิดที่ 9 คิวมูลัส(ศรี) -กระบองและกองเมฆครึ้มหนาทึบที่มีฐานเกือบในแนวนอน เมฆคิวมูลัสคือน้ำ เมฆคิวมูลัสที่มีขอบฉีกขาดเรียกว่า คิวมูลัสฉีกขาด (เอฟซี).

แบบที่ 10. คิวมูโลนิมบัส(Sv) -ไม้กอล์ฟหนาแน่นพัฒนาในแนวตั้ง, มีน้ำในส่วนล่าง, เย็นจัดในส่วนบน

ธรรมชาติและรูปร่างของเมฆถูกกำหนดโดยกระบวนการที่ทำให้อากาศเย็นลง ซึ่งนำไปสู่การก่อตัวของเมฆ ผลที่ตามมา การพาความร้อน,พื้นผิวที่แตกต่างกันซึ่งพัฒนาจากความร้อนทำให้เกิดเมฆคิวมูลัส (ตระกูล IV) พวกมันแตกต่างกันไปตามความเข้มของการพาความร้อนและตำแหน่งของระดับการควบแน่น: ยิ่งการพาความร้อนแรงขึ้น ระดับการพาความร้อนก็จะยิ่งสูงขึ้น พลังแนวตั้งของเมฆคิวมูลัสก็จะยิ่งมากขึ้น

เมื่อมวลอากาศอุ่นและอากาศเย็นมาบรรจบกัน อากาศอุ่นมักจะลอยสูงขึ้นในอากาศเย็น เมื่อมันลอยขึ้น เมฆก็ก่อตัวขึ้นจากการเย็นตัวแบบอะเดียแบติก หากอากาศอุ่นค่อยๆ ลอยขึ้นตามแนวลาดเอียงเล็กน้อย (1-2 กม. ที่ระยะทาง 100-200 กม.) เชื่อมต่อระหว่างมวลอุ่นและเย็น (กระบวนการเลื่อนขึ้น) จะเกิดชั้นเมฆต่อเนื่องซึ่งขยายออกไปหลายร้อยกิโลเมตร (700- 900 กม.) ระบบเมฆที่มีลักษณะเฉพาะปรากฏขึ้น: เมฆฝนที่หยาบกระด้างมักพบด้านล่าง (fn), เหนือพวกเขา - ฝนแบ่งชั้น (Ns), ข้างบน - ชั้นสูง (เนื่องจาก), cirrostratus (Cs) และเมฆเซอร์รัส (จาก).

ในกรณีที่ลมอุ่นถูกดันขึ้นอย่างแรงโดยอากาศเย็นที่ไหลผ่านใต้อากาศ จะเกิดระบบเมฆที่ต่างออกไป เนื่องจากชั้นผิวของอากาศเย็นเนื่องจากการเสียดสีเคลื่อนที่ช้ากว่าชั้นที่อยู่ด้านบน ส่วนต่อประสานในส่วนล่างของอากาศจะโค้งงออย่างรวดเร็ว อากาศอุ่นจะลอยสูงขึ้นเกือบในแนวตั้งและมีเมฆคิวมูโลนิมบัสก่อตัวขึ้น (ซีบี).หากสังเกตการเลื่อนขึ้นของอากาศอุ่นเหนืออากาศเย็น เมฆ nimbostratus, altostratus และ cirrostratus (เช่นในกรณีแรก) จะเกิดขึ้น (เช่นในกรณีแรก) หากสไลด์ขึ้นหยุดลง เมฆจะไม่ก่อตัวขึ้น

เมฆก่อตัวขึ้นเมื่อลมอุ่นพัดผ่านอากาศเย็นเรียกว่า หน้าผากถ้าการขึ้นของอากาศเกิดจากการที่มันไหลขึ้นไปบนเนินภูเขาและเนินเขา หมู่เมฆที่ก่อตัวขึ้นในกรณีนี้จะเรียกว่า orographic.ที่ขอบล่างของชั้นผกผันซึ่งแยกชั้นอากาศที่หนาแน่นกว่าและหนาแน่นน้อยกว่าออกคลื่นยาวหลายร้อยเมตรและสูง 20-50 ม. ปรากฏขึ้นบนยอดของคลื่นเหล่านี้ซึ่งอากาศเย็นลงในขณะที่มันลอยขึ้นเมฆก่อตัว ; การก่อตัวของเมฆจะไม่เกิดขึ้นในความกดอากาศระหว่างยอด จึงมีแถบหรือเพลายาวขนานกัน เมฆเป็นคลื่นพวกมันคืออัลโตคิวมูลัสหรือสตราโตคิวมูลัสทั้งนี้ขึ้นอยู่กับความสูงของตำแหน่ง

หากมีเมฆในชั้นบรรยากาศอยู่แล้วก่อนที่จะเริ่มมีการเคลื่อนที่ของคลื่น พวกมันจะหนาแน่นขึ้นบนยอดคลื่นและความหนาแน่นจะลดลงในความกดอากาศ ผลที่ได้คือการสลับแถบเมฆที่เข้มกว่าและสว่างกว่าที่สังเกตได้บ่อย ด้วยการผสมผสานของอากาศที่ปั่นป่วนในพื้นที่ขนาดใหญ่ ตัวอย่างเช่น เป็นผลมาจากการเสียดสีที่เพิ่มขึ้นบนพื้นผิวเมื่อมันเคลื่อนจากทะเลสู่พื้นดิน ชั้นของเมฆจึงก่อตัวขึ้น ซึ่งมีความแตกต่างในด้านพลังงานที่ไม่เท่ากันในส่วนต่างๆ และแม้กระทั่งการแตกสลาย การสูญเสียความร้อนโดยรังสีในเวลากลางคืนในฤดูหนาวและฤดูใบไม้ร่วงทำให้เกิดเมฆในอากาศที่มีไอน้ำปริมาณสูง เนื่องจากกระบวนการนี้ดำเนินไปอย่างสงบและต่อเนื่อง เมฆจึงปรากฏขึ้นอย่างต่อเนื่องและละลายในระหว่างวัน

พายุฝนฟ้าคะนองกระบวนการของการก่อตัวของเมฆมักจะมาพร้อมกับกระแสไฟฟ้าและการสะสมของประจุฟรีในเมฆ เกิดกระแสไฟฟ้าได้แม้ในเมฆคิวมูลัสขนาดเล็ก แต่จะรุนแรงเป็นพิเศษในเมฆคิวมูโลนิมบัสอันทรงพลังของการพัฒนาในแนวตั้งที่มีอุณหภูมิต่ำในส่วนบน (t

ระหว่างส่วนของเมฆที่มีประจุต่างกันหรือระหว่างก้อนเมฆกับพื้นดิน จะเกิดกระแสไฟฟ้า - ฟ้าผ่า,มาพร้อมกับ ฟ้าร้อง.นี่คือพายุฝนฟ้าคะนอง ระยะเวลาของพายุฝนฟ้าคะนองสูงสุดหลายชั่วโมง พายุฝนฟ้าคะนองประมาณ 2,000 ครั้งเกิดขึ้นบนโลกทุกชั่วโมง สภาวะที่เอื้ออำนวยต่อการเกิดพายุฝนฟ้าคะนองคือการพาความร้อนอย่างแรงและมีปริมาณน้ำสูงในเมฆ ดังนั้นพายุฝนฟ้าคะนองจึงเกิดขึ้นบ่อยโดยเฉพาะบนบกในละติจูดเขตร้อน (มากถึง 150 วันต่อปีโดยมีพายุฝนฟ้าคะนอง) ในละติจูดพอสมควรเหนือพื้นดิน - โดยมีพายุฝนฟ้าคะนอง 10-30 วันต่อปีเหนือทะเล - 5-10 พายุฝนฟ้าคะนองมีน้อยมากในบริเวณขั้วโลก

ปรากฏการณ์แสงในบรรยากาศอันเป็นผลมาจากการสะท้อน การหักเหและการเลี้ยวเบนของรังสีแสงในหยดและผลึกน้ำแข็งของเมฆ รัศมี ครอบฟัน และรุ้งกินน้ำ

รัศมี - สิ่งเหล่านี้คือวงกลม, ส่วนโค้ง, จุดสว่าง (ดวงอาทิตย์ปลอม), สีและไม่มีสี, ที่เกิดขึ้นในเมฆน้ำแข็งของชั้นบน, บ่อยขึ้นใน cirrostratus ความหลากหลายของรัศมีขึ้นอยู่กับรูปร่างของผลึกน้ำแข็ง ทิศทางและการเคลื่อนที่ของผลึกน้ำแข็ง ความสูงของดวงอาทิตย์เหนือขอบฟ้านั้นสำคัญ

ครอบฟัน -แสงวงแหวนสีเล็กน้อยที่ล้อมรอบดวงอาทิตย์หรือดวงจันทร์ซึ่งโปร่งแสงผ่านเมฆน้ำบาง ๆ อาจมีมงกุฎหนึ่งอันติดกับดวงโคม (รัศมี) และอาจมี "วงแหวนเพิ่มเติม" หลายวงคั่นด้วยช่องว่าง เม็ดมะยมแต่ละเม็ดมีด้านในหันเข้าหาดวงดาวเป็นสีน้ำเงิน ด้านนอกเป็นสีแดง สาเหตุของการปรากฏของครอบฟันคือการเลี้ยวเบนของแสงที่ผ่านระหว่างหยดละอองและผลึกของเมฆ ขนาดของเม็ดมะยมขึ้นอยู่กับขนาดของหยดและคริสตัล: ยิ่งหยดมาก (คริสตัล) เม็ดมะยมก็จะเล็กลง และในทางกลับกัน หากองค์ประกอบของเมฆมีขนาดใหญ่ขึ้นในเมฆ รัศมีมงกุฎจะค่อยๆ ลดลง และเมื่อขนาดขององค์ประกอบของเมฆลดลง (การระเหย) จะเพิ่มขึ้น มงกุฎสีขาวขนาดใหญ่รอบดวงอาทิตย์หรือดวงจันทร์ "ดวงอาทิตย์ปลอม" เสาสัญญาณของสภาพอากาศที่ดี

รุ้งมองเห็นได้จากพื้นหลังของเมฆที่ส่องแสงจากดวงอาทิตย์ซึ่งมีฝนตกลงมาเป็นหยดๆ มันเป็นส่วนโค้งแสงที่ทาสีด้วยสีสเปกตรัม: ขอบด้านนอกของส่วนโค้งเป็นสีแดง ขอบด้านในเป็นสีม่วง ส่วนโค้งนี้เป็นส่วนหนึ่งของวงกลมซึ่งมีจุดศูนย์กลางเชื่อมต่อด้วย "; แกน"; (เส้นตรงเส้นเดียว) ด้วยตาของผู้สังเกตและศูนย์กลางของจานสุริยะ ถ้าดวงอาทิตย์อยู่บนขอบฟ้าต่ำ ผู้สังเกตจะเห็นครึ่งหนึ่งของวงกลม ถ้าดวงอาทิตย์ขึ้น ส่วนโค้งจะเล็กลงเมื่อจุดศูนย์กลางของวงกลมตกลงมาต่ำกว่าขอบฟ้า เมื่อดวงอาทิตย์อยู่ที่ >42° จะมองไม่เห็นรุ้งกินน้ำ จากเครื่องบิน คุณสามารถสังเกตรุ้งได้ในรูปของวงกลมที่เกือบจะสมบูรณ์

นอกจากรุ้งหลักแล้ว ยังมีรุ้งรองสีเล็กน้อยอีกด้วย รุ้งเกิดจากการหักเหและการสะท้อนของแสงแดดในหยดน้ำ รังสีที่ตกลงมาบนหยาดจะออกมาจากหยดราวกับแยกออก เป็นสี และนี่คือสิ่งที่ผู้สังเกตมองเห็น เมื่อรังสีหักเหสองครั้งในหนึ่งหยด รุ้งที่สองจะปรากฏขึ้น สีของรุ้ง ความกว้าง และประเภทของส่วนโค้งรองขึ้นอยู่กับขนาดของหยดน้ำ หยดขนาดใหญ่ให้รุ้งที่เล็กกว่า แต่สว่างกว่า เมื่อหยดน้ำลดลง รุ้งก็กว้างขึ้น สีของมันก็พร่ามัว ด้วยหยดเล็ก ๆ น้อย ๆ ก็เกือบจะเป็นสีขาว ปรากฏการณ์แสงในชั้นบรรยากาศที่เกิดจากการเปลี่ยนแปลงของลำแสงภายใต้อิทธิพลของละอองและผลึก ทำให้สามารถตัดสินโครงสร้างและสภาพของเมฆได้ และสามารถนำมาใช้ในการพยากรณ์อากาศได้

ความแปรปรวนรายวันและรายปี การกระจายของเมฆ

เมฆครึ้ม - ระดับของเมฆที่ปกคลุมท้องฟ้า: 0 - ท้องฟ้าแจ่มใส, 10 - มีเมฆมากต่อเนื่อง, 5 - ครึ่งหนึ่งของท้องฟ้าปกคลุมด้วยเมฆ, 1 - เมฆปกคลุม 1/10 ของท้องฟ้า, ฯลฯ เมื่อคำนวณความหมองเฉลี่ย นอกจากนี้ยังใช้หนึ่งในสิบของหน่วย เช่น 0.5 5.0, 8.7 เป็นต้น ในเส้นทางที่มีเมฆมากทุกวันบนบก จะพบความสูงสุดสองประการ - ในช่วงเช้าตรู่และในตอนบ่าย ในตอนเช้า อุณหภูมิที่ลดลงและความชื้นสัมพัทธ์ที่เพิ่มขึ้นทำให้เกิดเมฆสเตรตัสในตอนบ่ายเนื่องจากการพัฒนาของการพาความร้อน เมฆคิวมูลัสจึงปรากฏขึ้น ในฤดูร้อน ค่าสูงสุดรายวันจะเด่นชัดกว่าตอนเช้า ในฤดูหนาว เมฆสเตรตัสจะครอบงำและมีเมฆมากสูงสุดในเวลาเช้าและกลางคืน เหนือมหาสมุทร ความหมองในแต่ละวันจะตรงกันข้ามกับทางบก โดยจะมีเมฆมากสูงสุดในเวลากลางคืน ต่ำสุด - ในระหว่างวัน

ฝนฟ้าคะนองประจำปีมีความหลากหลายมาก ที่ละติจูดต่ำ เมฆปกคลุมจะไม่เปลี่ยนแปลงอย่างมีนัยสำคัญตลอดทั้งปี ทั่วทั้งทวีป การพัฒนาสูงสุดของเมฆหมุนเวียนเกิดขึ้นในฤดูร้อน ฤดูร้อนมีเมฆมากสูงสุดในพื้นที่ของการพัฒนามรสุมเช่นเดียวกับในมหาสมุทรที่ละติจูดสูง โดยทั่วไปแล้ว ในการกระจายของความขุ่นมัวบนโลก การแบ่งเขตนั้นสามารถสังเกตได้ อันเนื่องมาจากการเคลื่อนที่ของอากาศเป็นหลัก - การขึ้นหรือลงของมัน มีการตั้งข้อสังเกตสูงสุดสองข้อ - เหนือเส้นศูนย์สูตรเนื่องจากการเคลื่อนที่ขึ้นข้างบนอย่างทรงพลังของอากาศชื้นและสูงกว่า 60-70 ° กับ.และ y.sh. เกี่ยวเนื่องกับการเพิ่มขึ้นของอากาศในพายุไซโคลนที่เกิดขึ้นในละติจูดพอสมควร บนบก ความขุ่นมัวจะน้อยกว่ามหาสมุทร และเขตของมันก็เด่นชัดน้อยกว่า ค่าต่ำสุดของคลาวด์ถูกจำกัดไว้ที่ 20-30°S และ s. ซ. และถึงเสา เกี่ยวข้องกับการลดอากาศ

มีเมฆมากเฉลี่ยต่อปีสำหรับทั้งโลกคือ 5.4; เหนือที่ดิน 4.9; เหนือมหาสมุทร 5.8. มีเมฆมากเฉลี่ยรายปีขั้นต่ำในอัสวาน (อียิปต์) 0.5 พบเมฆมากเฉลี่ยรายปี (8.8) ในทะเลขาว ภาคเหนือของมหาสมุทรแอตแลนติกและมหาสมุทรแปซิฟิกและชายฝั่งของทวีปแอนตาร์กติกามีลักษณะเป็นเมฆขนาดใหญ่

เมฆมีบทบาทสำคัญมากในบริบททางภูมิศาสตร์ พวกเขามีความชื้นปริมาณน้ำฝนเกี่ยวข้องกับพวกเขา เมฆปกคลุมสะท้อนและกระจายรังสีดวงอาทิตย์ และในขณะเดียวกันก็ชะลอการแผ่รังสีความร้อนของพื้นผิวโลก ควบคุมอุณหภูมิของชั้นล่างของอากาศ: หากไม่มีเมฆ อุณหภูมิอากาศจะผันผวนอย่างมาก

ปริมาณน้ำฝนหยาดน้ำฟ้า คือ น้ำที่ตกลงสู่ผิวน้ำจากชั้นบรรยากาศในรูปของฝน ละออง ละออง เมล็ดพืช หิมะ ลูกเห็บ หยาดน้ำฟ้าส่วนใหญ่ตกลงมาจากเมฆ แต่ไม่ใช่ว่าเมฆทุกก้อนจะให้หยาดน้ำฟ้า หยดน้ำและผลึกน้ำแข็งในก้อนเมฆมีขนาดเล็กมาก จับได้ง่ายโดยอากาศ และแม้กระทั่งกระแสน้ำที่อ่อนกำลังพาขึ้นไปข้างบน ปริมาณน้ำฝนต้องการองค์ประกอบของเมฆเพื่อให้มีขนาดใหญ่พอที่จะเอาชนะกระแสน้ำที่เพิ่มขึ้นและแรงต้านของอากาศ การขยายตัวขององค์ประกอบบางอย่างของเมฆเกิดขึ้นโดยเสียค่าใช้จ่ายอื่น ๆ ประการแรกเป็นผลมาจากการรวมตัวของหยดและการยึดเกาะของผลึกและประการที่สองและนี่คือสิ่งสำคัญเนื่องจากการระเหยขององค์ประกอบบางอย่าง ของเมฆ การถ่ายเทแบบกระจายและการควบแน่นของไอน้ำบนผู้อื่น

การชนกันของหยดหรือคริสตัลเกิดขึ้นระหว่างการเคลื่อนไหวแบบสุ่ม (ปั่นป่วน) หรือเมื่อตกด้วยความเร็วที่ต่างกัน กระบวนการหลอมรวมถูกขัดขวางโดยฟิล์มของอากาศบนพื้นผิวของหยด ซึ่งทำให้ละอองที่ชนกันกระเด้งขึ้น รวมทั้งประจุไฟฟ้าที่มีชื่อเดียวกัน การเติบโตขององค์ประกอบเมฆบางส่วนโดยเสียค่าใช้จ่ายบางส่วนเนื่องจากการถ่ายเทไอน้ำแบบกระจายนั้นรุนแรงเป็นพิเศษในเมฆผสม เนื่องจากความชื้นสูงสุดเหนือน้ำมากกว่าน้ำแข็ง สำหรับผลึกน้ำแข็งในก้อนเมฆ ไอน้ำสามารถทำให้พื้นที่อิ่มตัวได้ ในขณะที่สำหรับหยดน้ำจะไม่มีความอิ่มตัว เป็นผลให้หยดจะเริ่มระเหยและผลึกจะเติบโตอย่างรวดเร็วเนื่องจากการควบแน่นของความชื้นบนพื้นผิวของพวกเขา

เมื่อมีหยดละอองขนาดต่างๆ กันในเมฆน้ำ การเคลื่อนที่ของไอน้ำไปยังหยดที่ใหญ่ขึ้นจะเริ่มต้นขึ้นและการเติบโตของพวกมันก็เริ่มต้นขึ้น แต่เนื่องจากกระบวนการนี้ช้ามาก หยดขนาดเล็กมาก (เส้นผ่านศูนย์กลาง 0.05-0.5 มม.) จึงตกลงมาจากเมฆน้ำ (stratus, stratocumulus) เมฆที่มีโครงสร้างเป็นเนื้อเดียวกันมักจะไม่ก่อให้เกิดฝน เงื่อนไขที่เอื้ออำนวยโดยเฉพาะอย่างยิ่งสำหรับการเกิดฝนในเมฆที่มีการพัฒนาในแนวดิ่ง ในส่วนล่างของเมฆดังกล่าวมีหยดน้ำในส่วนบนมีผลึกน้ำแข็งในโซนกลางมีหยดและคริสตัลที่เย็นจัด

ในบางกรณีที่เกิดขึ้นได้ยาก เมื่อมีนิวเคลียสการควบแน่นจำนวนมากในอากาศที่มีความชื้นสูง เราสามารถสังเกตการตกตะกอนของเม็ดฝนแต่ละเม็ดโดยไม่มีเมฆ เม็ดฝนมีเส้นผ่านศูนย์กลาง 0.05 ถึง 7 มม. (เฉลี่ย 1.5 มม.) หยดน้ำขนาดใหญ่จะสลายตัวในอากาศ หยดขนาดเส้นผ่านศูนย์กลางสูงสุด 0.5 มม. ฝนตกปรอยๆ

ละอองฝนที่ตกลงมานั้นมองไม่เห็นด้วยตา ฝนจริงยิ่งใหญ่กว่า กระแสลมจากน้อยไปมากจะยิ่งแข็งแกร่งขึ้นโดยหยดน้ำที่ตกลงมา ที่ความเร็วลมจากน้อยไปมาก 4 m / s หยดที่มีขนาดเส้นผ่าศูนย์กลางอย่างน้อย 1 มม. ตกลงบนพื้นผิวโลก: กระแสน้ำขึ้นที่ความเร็ว 8 m / s ไม่สามารถเอาชนะได้แม้แต่หยดที่ใหญ่ที่สุด อุณหภูมิของเม็ดฝนที่ตกลงมาจะต่ำกว่าอุณหภูมิของอากาศเล็กน้อยเสมอ หากผลึกน้ำแข็งตกลงมาจากก้อนเมฆไม่ละลายในอากาศ ปริมาณน้ำฝนที่เป็นของแข็ง (หิมะ เมล็ดพืช ลูกเห็บ) จะตกลงสู่ผิวน้ำ

เกล็ดหิมะเป็นผลึกน้ำแข็งหกเหลี่ยมที่มีรังสีที่เกิดขึ้นในกระบวนการระเหิด เกล็ดหิมะเปียกเกาะติดกันเป็นเกล็ดหิมะ เม็ดหิมะคือ spherocrystals ที่เกิดจากการสุ่มเติบโตของผลึกน้ำแข็งภายใต้สภาวะที่มีความชื้นสัมพัทธ์สูง (มากกว่า 100%) ถ้าก้อนหิมะปกคลุมไปด้วยน้ำแข็งบางๆ มันจะกลายเป็น ปลายข้าวน้ำแข็ง

ลูกเห็บตกในฤดูร้อนจากเมฆคิวมูโลนิมบัสอันทรงพลัง . โดยปกติ ลูกเห็บตกจะมีอายุสั้น ลูกเห็บก่อตัวขึ้นจากการเคลื่อนที่ซ้ำๆ ของเม็ดน้ำแข็งในเมฆขึ้นและลง เมื่อตกลงมา เมล็ดพืชจะตกลงสู่โซนของหยดน้ำที่เย็นจัดและถูกปกคลุมด้วยเปลือกน้ำแข็งใส จากนั้นพวกมันก็ขึ้นสู่โซนของผลึกน้ำแข็งอีกครั้งและชั้นผลึกเล็ก ๆ ทึบแสงก่อตัวขึ้นบนพื้นผิวของพวกมัน

ลูกเห็บมีแกนหิมะและชุดของเปลือกน้ำแข็งใสและทึบแสงสลับกัน จำนวนเปลือกหอยและขนาดของลูกเห็บขึ้นอยู่กับจำนวนครั้งที่ขึ้นและตกในก้อนเมฆ ส่วนใหญ่มักมีลูกเห็บที่มีขนาดเส้นผ่าศูนย์กลาง 6-20 มม. บางครั้งก็มีขนาดใหญ่กว่ามาก โดยปกติ ลูกเห็บตกในละติจูดพอสมควร แต่ลูกเห็บตกที่รุนแรงที่สุดเกิดขึ้นในเขตร้อน ในบริเวณขั้วโลกไม่มีลูกเห็บตก

ปริมาณน้ำฝนวัดจากความหนาของชั้นน้ำในหน่วยมิลลิเมตร ซึ่งอาจเกิดจากการตกตะกอนบนพื้นผิวแนวนอนโดยไม่มีการระเหยและการซึมเข้าไปในดิน ตามความเข้ม (จำนวนมิลลิเมตรของฝนใน 1 นาที) ปริมาณน้ำฝนจะแบ่งออกเป็นแบบอ่อน ปานกลาง และหนัก ธรรมชาติของการตกตะกอนขึ้นอยู่กับเงื่อนไขของการก่อตัว

ปริมาณน้ำฝนเหนือศีรษะ,มีลักษณะสม่ำเสมอและระยะเวลา มักจะตกลงมาในรูปของฝนจากเมฆนิมโบสเตรตัส

ฝนตกหนักโดดเด่นด้วยการเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วของความรุนแรงและระยะเวลาสั้น พวกมันตกลงมาจากเมฆคิวมูลัสสเตรตัสในรูปของฝน หิมะ และฝนและลูกเห็บเป็นครั้งคราว ฝักบัวแบบแยกส่วนที่มีความเข้มข้นสูงถึง 21.5 มม./นาที (หมู่เกาะฮาวาย)

ฝนตกปรอยๆตกลงมาจากเมฆสตราโตคิวมูลัสและสตราโตคิวมูลัส ละอองที่ก่อตัวขึ้น (ในสภาพอากาศหนาวเย็น - ผลึกที่เล็กที่สุด) แทบจะมองไม่เห็นและดูเหมือนจะลอยอยู่ในอากาศ

ปริมาณน้ำฝนรายวันเกิดขึ้นพร้อมกับปริมาณน้ำฝนในแต่ละวัน รูปแบบการตกตะกอนรายวันมีสองประเภท - ภาคพื้นทวีปและทางทะเล (ชายฝั่ง) ประเภทคอนติเนนตัลมี maxima สองอัน (ในตอนเช้าและตอนบ่าย) และ minima สองอัน (ในเวลากลางคืนและก่อนเที่ยง) ประเภททะเล- สูงสุด (คืน) หนึ่งรายการและขั้นต่ำหนึ่งรายการ (วัน) ปริมาณน้ำฝนประจำปีแตกต่างกันไปในเขตละติจูดที่แตกต่างกันและในส่วนต่าง ๆ ของโซนเดียวกัน ขึ้นอยู่กับปริมาณความร้อน ระบอบความร้อน การเคลื่อนที่ของอากาศ การกระจายของน้ำและแผ่นดิน และในขอบเขตมากในภูมิประเทศ ความหลากหลายทั้งหมดของการตกตะกอนประจำปีไม่สามารถลดลงเป็นหลายประเภทได้ แต่เราสามารถสังเกตคุณลักษณะเฉพาะสำหรับละติจูดที่แตกต่างกันซึ่งทำให้สามารถพูดถึงเขตแดนได้ เส้นรุ้งเส้นศูนย์สูตรมีลักษณะเป็นฤดูฝนสองฤดู (หลังวิษุวัต) คั่นด้วยฤดูแล้งสองฤดู ในทิศทางของเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงเกิดขึ้นในระบอบการตกตะกอนประจำปี ซึ่งแสดงออกในการบรรจบกันของฤดูฝนและการบรรจบกันของพวกมันใกล้เขตร้อนเป็นหนึ่งฤดูที่มีฝนตกหนักเป็นเวลา 4 เดือนต่อปี ในละติจูดกึ่งเขตร้อน (35-40 °) ยังมีฤดูฝนหนึ่งฤดู แต่จะตกในฤดูหนาว ในละติจูดพอสมควร ปริมาณน้ำฝนรายปีจะแตกต่างกันไปตามมหาสมุทร ส่วนในของทวีป และชายฝั่ง ฝนฤดูหนาวปกคลุมมหาสมุทร และฝนฤดูร้อนทั่วทวีป ปริมาณน้ำฝนในฤดูร้อนก็เป็นเรื่องปกติสำหรับละติจูดขั้วโลก ปริมาณน้ำฝนรายปีในแต่ละกรณีสามารถอธิบายได้โดยคำนึงถึงการหมุนเวียนของบรรยากาศเท่านั้น

ปริมาณน้ำฝนมีมากที่สุดในละติจูดเส้นศูนย์สูตร โดยปริมาณน้ำฝนต่อปีเกิน 1,000-2,000 มม. บนเกาะเส้นศูนย์สูตรของมหาสมุทรแปซิฟิกมีค่ามากถึง 4,000-5,000 มม. ต่อปีและบนเนินเขาที่มีลมแรงของภูเขาของเกาะเขตร้อนสูงถึง 10,000 มม. ฝนตกหนักเกิดจากกระแสพาความร้อนสูงของอากาศที่มีความชื้นสูง ทางด้านเหนือและใต้ของละติจูดของเส้นศูนย์สูตร ปริมาณฝนลดลง โดยแตะระดับต่ำสุดใกล้กับเส้นขนาน 25-35 องศา โดยที่ปริมาณน้ำฝนเฉลี่ยต่อปีไม่เกิน 500 มม. ภายในทวีปและบนชายฝั่งตะวันตกฝนไม่ตกในสถานที่เป็นเวลาหลายปี ในละติจูดพอสมควร ปริมาณฝนเพิ่มขึ้นอีกครั้งและเฉลี่ย 800 มม. ต่อปี ในส่วนด้านในของทวีปมีน้อยกว่า (500, 400 และ 250 มม. ต่อปี) บนชายฝั่งมหาสมุทรมากขึ้น (มากถึง 1,000 มม. ต่อปี) ที่ละติจูดสูง อุณหภูมิต่ำ และความชื้นในอากาศต่ำ ปริมาณน้ำฝนรายปี

ปริมาณน้ำฝนรายปีเฉลี่ยสูงสุดอยู่ที่ Cherrapunji (อินเดีย) - ประมาณ 12,270 มม. ปริมาณน้ำฝนรายปีที่ใหญ่ที่สุดคือประมาณ 23,000 มม. ซึ่งเล็กที่สุด - มากกว่า 7,000 มม. ปริมาณน้ำฝนรายปีเฉลี่ยต่ำสุดที่บันทึกไว้ใน อัสวาน (0)

ปริมาณน้ำฝนทั้งหมดที่ตกลงมาบนพื้นผิวโลกในหนึ่งปีสามารถก่อตัวเป็นชั้นต่อเนื่องได้สูงถึง 1,000 มม.

หิมะปกคลุม.หิมะปกคลุมเกิดจากการที่หิมะตกลงมาบนพื้นผิวโลกที่อุณหภูมิต่ำพอที่จะรักษาไว้ได้ มีลักษณะความสูงและความหนาแน่น

ความสูงของหิมะปกคลุม วัดเป็นเซนติเมตร ขึ้นอยู่กับปริมาณน้ำฝนที่ตกลงมาบนหน่วยของพื้นผิว ความหนาแน่นของหิมะ (อัตราส่วนของมวลต่อปริมาตร) บนภูมิประเทศ บนพื้นที่เพาะปลูก และ ลมที่พัดหิมะไปด้วย ในละติจูดพอสมควร ความสูงปกติของหิมะปกคลุมอยู่ที่ 30-50 ซม. ความสูงสูงสุดในรัสเซียอยู่ที่แอ่งน้ำตอนกลางของแม่น้ำ Yenisei - 110 ซม. บนภูเขาสามารถเข้าถึงได้หลายเมตร

หิมะที่ปกคลุมไปด้วยอัลเบโดและรังสีสูงช่วยลดอุณหภูมิของชั้นผิวของอากาศ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในสภาพอากาศแจ่มใส อุณหภูมิอากาศต่ำสุดและสูงสุดเหนือหิมะปกคลุมจะต่ำกว่าภายใต้เงื่อนไขเดียวกัน แต่ไม่มีอยู่

ในบริเวณขั้วโลกและบนภูเขาสูง หิมะปกคลุมอยู่ถาวร ในละติจูดพอสมควร ระยะเวลาของการเกิดขึ้นนั้นแตกต่างกันไปตามสภาพภูมิอากาศ หิมะที่ปกคลุมอยู่เป็นเวลาหนึ่งเดือนเรียกว่าเสถียร หิมะปกคลุมดังกล่าวเกิดขึ้นทุกปีในดินแดนส่วนใหญ่ของรัสเซีย ใน Far North ใช้เวลา 8-9 เดือนในพื้นที่ภาคกลาง - 4-6 บนชายฝั่งของ Azov และ Black Seas หิมะปกคลุมไม่เสถียร หิมะละลายส่วนใหญ่เกิดจากการสัมผัสกับอากาศอุ่นที่มาจากพื้นที่อื่น ภายใต้การกระทำของแสงแดด หิมะปกคลุมประมาณ 36% จะละลาย ฝนอุ่นช่วยละลาย หิมะที่ปนเปื้อนจะละลายเร็วขึ้น

หิมะไม่เพียงละลาย แต่ยังระเหยในอากาศแห้ง แต่การระเหยของหิมะปกคลุมมีความสำคัญน้อยกว่าการละลาย

ความชุ่มชื้นในการประมาณสภาพพื้นผิวที่เปียกชื้น การรู้เพียงปริมาณหยาดน้ำฟ้ายังไม่เพียงพอที่จะทราบได้ ด้วยปริมาณน้ำฝนที่เท่ากัน แต่การคายระเหยต่างกัน สภาพการทำให้ชื้นอาจแตกต่างกันมาก ในการจำแนกลักษณะความชื้น ให้ใช้ ค่าสัมประสิทธิ์ความชื้น (K),แทนอัตราส่วนปริมาณน้ำฝน (ร)ระเหย (กิน)ในช่วงเวลาเดียวกัน

โดยปกติความชื้นจะแสดงเป็นเปอร์เซ็นต์ แต่สามารถแสดงเป็นเศษส่วนได้ หากปริมาณน้ำฝนน้อยกว่าการระเหย กล่าวคือ ถึงน้อยกว่า 100% (หรือ ถึงน้อยกว่า 1) ความชื้นไม่เพียงพอ ที่ ถึงความชื้นมากกว่า 100% อาจมากเกินไป ที่ K=100% เป็นเรื่องปกติ ถ้า K=10% (0.1) หรือน้อยกว่า 10% เราพูดถึงความชื้นเล็กน้อย

ในกึ่งทะเลทราย K คือ 30% แต่ 100% (100-150%)

ในระหว่างปี ปริมาณน้ำฝนเฉลี่ย 511,000 กม. 3 ตกลงบนพื้นผิวโลก โดยที่ 108,000 กม. 3 (21%) ตกลงบนบก ส่วนที่เหลืออยู่ในมหาสมุทร เกือบครึ่งหนึ่งของปริมาณฝนทั้งหมดอยู่ระหว่าง 20°N ซ. และ 20°S ซ. บริเวณขั้วโลกคิดเป็นเพียง 4% ของปริมาณน้ำฝน

โดยเฉลี่ย ปริมาณน้ำระเหยออกจากพื้นผิวโลกในหนึ่งปีเมื่อตกลงมา หลัก ";แหล่งที่มา"; ความชื้นในบรรยากาศคือมหาสมุทรในละติจูดกึ่งเขตร้อน ซึ่งความร้อนที่พื้นผิวจะสร้างสภาวะสำหรับการระเหยสูงสุดที่อุณหภูมิที่กำหนด ในละติจูดเดียวกันบนบก ที่ซึ่งการระเหยสูง และไม่มีอะไรจะระเหยไป เกิดภูมิภาคที่ไม่มีการระบายน้ำและทะเลทราย สำหรับมหาสมุทรโดยรวมแล้ว ความสมดุลของน้ำเป็นลบ (การระเหยคือการตกตะกอนมากกว่า) บนบกจะเป็นค่าบวก (การระเหยคือการตกตะกอนน้อยกว่า) ความสมดุลโดยรวมจะถูกทำให้เท่าเทียมกันโดยใช้ "ส่วนเกิน" ของท่อระบายน้ำ น้ำจากพื้นดินสู่มหาสมุทร

โหมด บรรยากาศโลกได้รับการตรวจสอบว่าเป็น ... อิทธิพลต่อการแผ่รังสีและ ความร้อนโหมดบรรยากาศการกำหนดสภาพอากาศและ... พื้นผิว. ส่วนใหญ่ของ ความร้อนพลังงานที่ได้รับ บรรยากาศ, มาจาก พื้นฐานพื้นผิว ...

พลังงานความร้อนเข้าสู่ชั้นล่างของบรรยากาศส่วนใหญ่มาจากพื้นผิวด้านล่าง ระบอบความร้อนของชั้นเหล่านี้

มีความเกี่ยวข้องอย่างใกล้ชิดกับระบบการระบายความร้อนของพื้นผิวโลก ดังนั้นการศึกษาจึงเป็นหนึ่งในภารกิจที่สำคัญของอุตุนิยมวิทยา

กระบวนการทางกายภาพหลักที่ดินได้รับหรือให้ความร้อนคือ 1) การถ่ายเทความร้อนแบบแผ่รังสี; 2) การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนระหว่างพื้นผิวด้านล่างกับบรรยากาศ 3) การแลกเปลี่ยนความร้อนระดับโมเลกุลระหว่างผิวดินกับชั้นอากาศที่อยู่ติดกันคงที่ด้านล่าง 4) การแลกเปลี่ยนความร้อนระหว่างชั้นดิน 5) การถ่ายเทความร้อนแบบเฟส: การใช้ความร้อนสำหรับการระเหยของน้ำ การละลายของน้ำแข็งและหิมะบนพื้นผิวและในความลึกของดิน หรือการปล่อยในระหว่างกระบวนการย้อนกลับ

ระบอบความร้อนของพื้นผิวโลกและแหล่งน้ำถูกกำหนดโดยลักษณะทางอุณหพลศาสตร์ ในระหว่างการเตรียมการ ควรให้ความสนใจเป็นพิเศษกับการได้มาและการวิเคราะห์สมการการนำความร้อนของดิน (สมการฟูเรียร์) หากดินมีความสม่ำเสมอในแนวตั้งแสดงว่าอุณหภูมิของมัน tในระดับลึก zที่เวลา t สามารถหาได้จากสมการฟูริเยร์

ที่ไหน เอ- การกระจายความร้อนของดิน

ผลที่ตามมาของสมการนี้คือกฎพื้นฐานของการแพร่กระจายความผันผวนของอุณหภูมิในดิน:

1. กฎความแปรปรวนของคาบการสั่นที่มีความลึก:

T(z) =คอนเทนท์(2)

2. กฎการลดแอมพลิจูดของการแกว่งที่มีความลึก:

(3)

ที่ไหนและเป็นแอมพลิจูดที่ความลึก เอ- การกระจายความร้อนของชั้นดินที่อยู่ระหว่างความลึก ;

3. กฎของการเปลี่ยนเฟสของการแกว่งที่มีความลึก (กฎของความล่าช้า):

(4)

ความล่าช้าอยู่ที่ไหนคือ ความแตกต่างระหว่างช่วงเวลาของการเริ่มต้นของเฟสเดียวกันของการแกว่ง (เช่นสูงสุด) ที่ระดับความลึกและความผันผวนของอุณหภูมิแทรกซึมดินจนถึงระดับความลึก znpกำหนดโดยอัตราส่วน:

(5)

นอกจากนี้ จำเป็นต้องใส่ใจกับผลที่ตามมาหลายประการจากกฎการลดแอมพลิจูดของการแกว่งที่มีความลึก:

ก) ความลึกของดินที่แตกต่างกัน ( ) แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิในช่วงเวลาเดียวกัน ( = ที 2)ลดลงตามจำนวนครั้งที่สัมพันธ์กันในขณะที่รากที่สองของการกระจายความร้อนของดินเหล่านี้

b) ความลึกในดินเดียวกัน ( เอ= const) แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิในช่วงเวลาต่างๆ ( ) ลดลงเท่าเดิม =constสัมพันธ์กันเป็นรากที่สองของคาบการสั่น

(7)

จำเป็นต้องเข้าใจความหมายทางกายภาพและลักษณะของการก่อตัวของความร้อนที่ไหลลงสู่ดินอย่างชัดเจน

ความหนาแน่นของพื้นผิวของฟลักซ์ความร้อนในดินถูกกำหนดโดยสูตร:

โดยที่ λ คือสัมประสิทธิ์การนำความร้อนของการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้งของดิน

มูลค่าทันที Rแสดงเป็น kW/m เป็นจำนวนที่ใกล้เคียงที่สุด ผลรวม อาร์ -ใน MJ / m 2 (รายชั่วโมงและรายวัน - มากถึงร้อย, รายเดือน - สูงถึงหน่วย, รายปี - มากถึงสิบ)

ความหนาแน่นของฟลักซ์ความร้อนที่พื้นผิวเฉลี่ยผ่านผิวดินในช่วงเวลา t ถูกอธิบายโดยสูตร

โดยที่ C คือความจุความร้อนเชิงปริมาตรของดิน ช่วงเวลา; z „ p- ความลึกของการแทรกซึมของความผันผวนของอุณหภูมิ ∆tcp- ความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิเฉลี่ยของชั้นดินกับความลึก znpในตอนท้ายและตอนต้นของช่วงเวลา ม. ให้เรายกตัวอย่างหลักของงานในหัวข้อ "ระบอบความร้อนของดิน"

ภารกิจที่ 1ลดลงที่ความลึกเท่าใด อีคูณแอมพลิจูดของความผันผวนรายวันในดินด้วยค่าสัมประสิทธิ์การแพร่กระจายความร้อน เอ\u003d 18.84 ซม. 2 / ชม.?

วิธีการแก้.จากสมการ (3) ว่าแอมพลิจูดของความผันผวนรายวันจะลดลงด้วยปัจจัยของ e ที่ความลึกที่สอดคล้องกับเงื่อนไข

ภารกิจที่ 2ค้นหาความลึกของการแทรกซึมของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันในหินแกรนิตและทรายแห้ง หากอุณหภูมิพื้นผิวที่รุนแรงของพื้นที่ใกล้เคียงที่มีดินหินแกรนิตอยู่ที่ 34.8 °C และ 14.5 °C และดินทรายแห้ง 42.3 °C และ 7.8 °C การกระจายความร้อนของหินแกรนิต เอก. \u003d 72.0 ซม. 2 / ชม. ทรายแห้ง เอ n \u003d 23.0 ซม. 2 / ชม.

วิธีการแก้.แอมพลิจูดของอุณหภูมิบนพื้นผิวหินแกรนิตและทรายเท่ากับ:

ความลึกของการเจาะพิจารณาโดยสูตร (5):

เนื่องจากหินแกรนิตมีการกระจายความร้อนมากขึ้น เราจึงได้รับความลึกในการแทรกซึมของความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวันมากขึ้น

ภารกิจที่ 3สมมติว่าอุณหภูมิของชั้นดินชั้นบนเปลี่ยนแปลงเป็นเส้นตรงตามความลึก ควรคำนวณความหนาแน่นของฟลักซ์ความร้อนที่พื้นผิวในทรายแห้งหากอุณหภูมิพื้นผิวเท่ากับ 23.6 "จาก,และอุณหภูมิที่ความลึก 5 ซม. คือ 19.4 °C

วิธีการแก้.การไล่ระดับอุณหภูมิของดินในกรณีนี้เท่ากับ:

ค่าการนำความร้อนของทรายแห้ง λ= 1.0 W/m*K ฟลักซ์ความร้อนสู่ดินถูกกำหนดโดยสูตร:

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

ระบอบความร้อนของชั้นผิวของบรรยากาศถูกกำหนดโดยการผสมแบบปั่นป่วนเป็นหลัก ความเข้มซึ่งขึ้นอยู่กับปัจจัยไดนามิก (ความขรุขระของพื้นผิวโลกและการไล่ระดับความเร็วลมในระดับต่าง ๆ ขนาดของการเคลื่อนไหว) และปัจจัยทางความร้อน (ความไม่เท่าเทียมกันของความร้อน ของส่วนต่างๆ ของพื้นผิวและการกระจายอุณหภูมิในแนวตั้ง)

เพื่อกำหนดลักษณะความเข้มของการผสมแบบปั่นป่วนจะใช้ค่าสัมประสิทธิ์การแลกเปลี่ยนแบบปั่นป่วน แต่และค่าสัมประสิทธิ์ความปั่นป่วน ถึง.สัมพันธ์กันด้วยความสัมพันธ์

K \u003d A / p(10)

ที่ไหน อาร์ -ความหนาแน่นของอากาศ

ค่าสัมประสิทธิ์ความปั่นป่วน ถึงวัดเป็น m 2 / s แม่นยำถึงหนึ่งในร้อย โดยปกติในชั้นผิวของบรรยากาศจะใช้ค่าสัมประสิทธิ์ความปั่นป่วน ถึง]บนที่สูง จี"= 1 ม. ภายในชั้นผิว:

ที่ไหน z-ความสูง (ม.)

คุณต้องรู้วิธีการพื้นฐานในการพิจารณา ถึง\.

ภารกิจที่ 1คำนวณความหนาแน่นพื้นผิวของฟลักซ์ความร้อนแนวตั้งในชั้นผิวของบรรยากาศผ่านบริเวณที่มีความหนาแน่นของอากาศเป็นปกติ ค่าสัมประสิทธิ์ความปั่นป่วนคือ 0.40 m 2 /s และการไล่ระดับอุณหภูมิแนวตั้งคือ 30.0 °C/100m

วิธีการแก้.เราคำนวณความหนาแน่นพื้นผิวของฟลักซ์ความร้อนแนวตั้งโดยสูตร

ล=1.3*1005*0.40*

ศึกษาปัจจัยที่ส่งผลต่อระบบการระบายความร้อนของชั้นผิวบรรยากาศ ตลอดจนการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิของบรรยากาศอิสระเป็นระยะและไม่เป็นระยะ สมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกและชั้นบรรยากาศอธิบายกฎการอนุรักษ์พลังงานที่ได้รับจากชั้นแอคทีฟของโลก พิจารณาความสมดุลของความร้อนรายวันและรายปีและสาเหตุของการเปลี่ยนแปลง

วรรณกรรม

บท ชช. 2, § 1 -8.

คำถามสำหรับการตรวจสอบตนเอง

1. ปัจจัยใดบ้างที่กำหนดระบอบความร้อนของดินและแหล่งน้ำ

2. ความหมายทางกายภาพของลักษณะทางอุณหพลศาสตร์คืออะไร และส่งผลต่อการควบคุมอุณหภูมิของดิน อากาศ น้ำอย่างไร

3. แอมพลิจูดของความผันผวนรายวันและรายปีของอุณหภูมิพื้นผิวดินขึ้นอยู่กับอะไรและขึ้นอยู่กับอะไร

4. กำหนดกฎพื้นฐานของการกระจายความผันผวนของอุณหภูมิในดิน?

5. อะไรคือผลของกฎพื้นฐานของการกระจายความผันผวนของอุณหภูมิในดิน?

6. ความลึกเฉลี่ยของการแทรกซึมของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันและรายปีในดินและในแหล่งน้ำคืออะไร?

7. อะไรคือผลกระทบของพืชพรรณและหิมะที่ปกคลุมต่อระบอบความร้อนของดิน?

8. อะไรคือคุณสมบัติของระบอบความร้อนของแหล่งน้ำซึ่งแตกต่างจากระบอบความร้อนของดิน?

9. ปัจจัยใดบ้างที่มีอิทธิพลต่อความรุนแรงของความปั่นป่วนในบรรยากาศ?

10. คุณทราบลักษณะเชิงปริมาณของความปั่นป่วนอย่างไร

11. วิธีหลักในการหาค่าสัมประสิทธิ์ความปั่นป่วนข้อดีและข้อเสียมีอะไรบ้าง?

12. วาดและวิเคราะห์เส้นทางรายวันของค่าสัมประสิทธิ์ความปั่นป่วนเหนือผิวดินและผิวน้ำ อะไรคือสาเหตุของความแตกต่าง?

13. ความหนาแน่นของพื้นผิวของฟลักซ์ความร้อนปั่นป่วนแนวตั้งในชั้นผิวของบรรยากาศกำหนดได้อย่างไร?

ดินเป็นส่วนประกอบของระบบภูมิอากาศ ซึ่งเป็นตัวสะสมความร้อนจากแสงอาทิตย์ที่เข้าสู่พื้นผิวโลกมากที่สุด

อุณหภูมิพื้นผิวพื้นฐานในแต่ละวันมีค่าสูงสุดและต่ำสุดหนึ่งค่า ต่ำสุดเกิดขึ้นรอบพระอาทิตย์ขึ้น สูงสุดเกิดขึ้นในตอนบ่าย เฟสของวัฏจักรรายวันและแอมพลิจูดรายวันขึ้นอยู่กับฤดูกาล สถานะของพื้นผิวด้านล่าง ปริมาณและปริมาณน้ำฝน ตลอดจนตำแหน่งของสถานี ประเภทของดินและองค์ประกอบทางกล

ตามองค์ประกอบทางกล ดินแบ่งออกเป็นทราย ทราย และดินร่วนปน ความจุความร้อน การกระจายความร้อน และคุณสมบัติทางพันธุกรรมต่างกัน (โดยเฉพาะในสี) ดินสีเข้มดูดซับรังสีดวงอาทิตย์ได้มากกว่า ดังนั้นจึงทำให้อบอุ่นมากกว่าดินเบา ดินร่วนปนทรายและมีลักษณะเป็นดินร่วนปนทราย มีลักษณะเป็นดินร่วนปนทรายที่มีขนาดเล็กกว่าและอบอุ่นกว่าดินร่วนปนดิน

อุณหภูมิพื้นผิวพื้นฐานประจำปีจะแสดงช่วงเวลาที่เรียบง่ายโดยมีค่าต่ำสุดในฤดูหนาวและสูงสุดในฤดูร้อน ในดินแดนส่วนใหญ่ของรัสเซียอุณหภูมิดินสูงสุดจะสังเกตได้ในเดือนกรกฎาคมในตะวันออกไกลในแถบชายฝั่งทะเลโอค็อตสค์ในและ - ในเดือนกรกฎาคม - สิงหาคมทางตอนใต้ของ Primorsky Krai - ในเดือนสิงหาคม .

อุณหภูมิสูงสุดของพื้นผิวด้านล่างในช่วงเกือบทั้งปีแสดงถึงสภาวะความร้อนสูงของดิน และเฉพาะช่วงเดือนที่หนาวที่สุดเท่านั้น - พื้นผิว

สภาพอากาศที่เอื้ออำนวยให้พื้นผิวด้านล่างมีอุณหภูมิสูงสุดคือ: สภาพอากาศมีเมฆมาก เมื่อปริมาณรังสีดวงอาทิตย์ไหลเข้าสูงสุด ความเร็วลมต่ำหรือสงบเนื่องจากการเพิ่มความเร็วลมจะเพิ่มการระเหยของความชื้นจากดิน ปริมาณน้ำฝนเล็กน้อยเนื่องจากดินแห้งมีลักษณะความร้อนต่ำและการกระจายความร้อน นอกจากนี้ในดินแห้งจะใช้ความร้อนในการระเหยน้อยลง ดังนั้นอุณหภูมิสูงสุดสัมบูรณ์มักจะสังเกตได้ในวันที่อากาศแจ่มใสที่สุดบนดินแห้งและโดยปกติในช่วงบ่าย

การกระจายทางภูมิศาสตร์ของค่าเฉลี่ยจากค่าสูงสุดประจำปีสัมบูรณ์ของอุณหภูมิพื้นผิวต้นแบบจะคล้ายกับการกระจายของไอโซจีโอเทอร์มของอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนของพื้นผิวดินในเดือนฤดูร้อน ไอโซจีโอเทอร์มส่วนใหญ่เป็นละติจูด อิทธิพลของทะเลที่มีต่ออุณหภูมิของพื้นผิวดินปรากฏให้เห็นในความจริงที่ว่าบนชายฝั่งตะวันตกของญี่ปุ่นและบน Sakhalin และ Kamchatka ทิศทางละติจูดของ isogeoterms ถูกรบกวนและเข้าใกล้เส้นเมอริเดียล (ซ้ำโครงร่างของ แนวชายฝั่ง) ในส่วนยุโรปของรัสเซีย ค่าเฉลี่ยสูงสุดของอุณหภูมิพื้นผิวต้นแบบเฉลี่ยต่อปีจะแตกต่างกันไปจาก 30–35°C บนชายฝั่งทะเลทางตอนเหนือถึง 60–62°C ทางตอนใต้ของ Rostov ภูมิภาคในดินแดน Krasnodar และ Stavropol ในสาธารณรัฐ Kalmykia และสาธารณรัฐดาเกสถาน ในพื้นที่นั้น อุณหภูมิพื้นผิวดินสูงสุดเฉลี่ยรายปีสัมบูรณ์จะต่ำกว่าพื้นที่ราบใกล้เคียง 3–5°C ซึ่งสัมพันธ์กับอิทธิพลของระดับความสูงที่มีต่อการเพิ่มขึ้นของปริมาณน้ำฝนในพื้นที่และความชื้นในดิน พื้นที่ราบซึ่งปิดโดยเนินเขาจากลมที่พัดผ่านนั้นมีปริมาณน้ำฝนที่ลดลงและความเร็วลมที่ต่ำกว่าและด้วยเหตุนี้ค่าอุณหภูมิที่รุนแรงของพื้นผิวดินจึงเพิ่มขึ้น

การเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วที่สุดของอุณหภูมิที่รุนแรงจากเหนือจรดใต้เกิดขึ้นในเขตเปลี่ยนผ่านจากป่าและเขตไปยังโซนซึ่งสัมพันธ์กับการตกตะกอนในเขตที่ราบกว้างใหญ่และมีการเปลี่ยนแปลงองค์ประกอบของดิน ในภาคใต้ที่มีความชื้นในดินโดยทั่วไปในระดับต่ำ การเปลี่ยนแปลงความชื้นในดินแบบเดียวกันสอดคล้องกับความแตกต่างที่สำคัญกว่าในอุณหภูมิของดินที่แตกต่างกันในองค์ประกอบทางกล

นอกจากนี้ยังมีการลดลงอย่างรวดเร็วของค่าเฉลี่ยสูงสุดประจำปีสัมบูรณ์ของอุณหภูมิของพื้นผิวต้นแบบจากใต้สู่เหนือในพื้นที่ภาคเหนือของส่วนยุโรปของรัสเซียในช่วงการเปลี่ยนผ่านจากเขตป่าเป็นโซนและทุนดรา - พื้นที่ของ ความชื้นมากเกินไป ภูมิภาคทางเหนือของส่วนยุโรปของรัสเซียอันเนื่องมาจากกิจกรรมไซโคลนที่แอคทีฟนั้นแตกต่างจากภูมิภาคทางใต้ในปริมาณที่เพิ่มขึ้นของเมฆมากซึ่งช่วยลดการมาถึงของรังสีดวงอาทิตย์ลงสู่พื้นผิวโลกอย่างรวดเร็ว

ในส่วนเอเชียของรัสเซีย ค่าสัมบูรณ์สูงสุดเฉลี่ยต่ำสุดเกิดขึ้นบนเกาะและทางเหนือ (12–19°C) เมื่อเราเคลื่อนตัวไปทางใต้ อุณหภูมิจะสูงขึ้นมาก และทางตอนเหนือของยุโรปและเอเชียบางส่วนของรัสเซีย การเพิ่มขึ้นนี้เกิดขึ้นอย่างรวดเร็วกว่าในพื้นที่อื่น ในพื้นที่ที่มีปริมาณน้ำฝนน้อยที่สุด (เช่น พื้นที่ระหว่างแม่น้ำลีนาและแม่น้ำอัลดาน) จะมีการแบ่งแยกพื้นที่ที่มีอุณหภูมิสุดขั้วเพิ่มขึ้น เนื่องจากภูมิภาคมีความซับซ้อนมาก อุณหภูมิที่รุนแรงของพื้นผิวดินสำหรับสถานีที่อยู่ในรูปแบบต่างๆ ของการบรรเทาทุกข์ (บริเวณภูเขา แอ่ง ที่ราบลุ่ม หุบเขาของแม่น้ำไซบีเรียขนาดใหญ่) จึงแตกต่างกันอย่างมาก ค่าเฉลี่ยของอุณหภูมิสูงสุดประจำปีสัมบูรณ์ของพื้นผิวต้นแบบถึงค่าสูงสุดทางตอนใต้ของภูมิภาคเอเชียของรัสเซีย (ยกเว้นพื้นที่ชายฝั่งทะเล) ทางตอนใต้ของ Primorsky Krai ค่าเฉลี่ยสูงสุดรายปีสัมบูรณ์จะต่ำกว่าในภูมิภาคทวีปที่ตั้งอยู่ในละติจูดเดียวกัน ที่นี่ค่าของพวกเขาถึง 55–59 ° C

อุณหภูมิต่ำสุดของพื้นผิวด้านล่างยังสังเกตได้ภายใต้สภาวะที่ค่อนข้างเฉพาะ: ในคืนที่หนาวที่สุด เวลาใกล้พระอาทิตย์ขึ้น ในสภาพอากาศที่ต้านไซโคลน เมื่อเมฆครึ้มต่ำทำให้เกิดการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพสูงสุด

การกระจายตัวของไอโซจีโอเทอร์มเฉลี่ยจากค่าต่ำสุดประจำปีสัมบูรณ์ของอุณหภูมิพื้นผิวต้นแบบจะคล้ายกับการกระจายของไอโซจีโอเทอร์มของอุณหภูมิอากาศต่ำสุด ในดินแดนส่วนใหญ่ของรัสเซีย ยกเว้นภาคใต้และภาคเหนือ ไอโซจีโอเทอร์มเฉลี่ยของอุณหภูมิต่ำสุดประจำปีสัมบูรณ์ของพื้นผิวต้นแบบมีแนวดิ่ง (ลดลงจากตะวันตกไปตะวันออก) ในส่วนยุโรปของรัสเซีย อุณหภูมิเฉลี่ยต่ำสุดต่อปีของพื้นผิวต้นแบบจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ -25°C ในพื้นที่ตะวันตกและใต้ ถึง -40 ... -45°C ในภาคตะวันออกและโดยเฉพาะภาคตะวันออกเฉียงเหนือ (Timan Ridge และ Bolshezemelskaya tundra) ค่าเฉลี่ยสูงสุดของอุณหภูมิต่ำสุดประจำปีสัมบูรณ์ (–16…–17°C) เกิดขึ้นบนชายฝั่งทะเลดำ ในพื้นที่เอเชียส่วนใหญ่ของรัสเซีย ค่าเฉลี่ยของค่าต่ำสุดต่อปีที่แน่นอนจะแตกต่างกันไปภายใน -45 ... -55 ° C การกระจายอุณหภูมิที่ไม่มีนัยสำคัญและค่อนข้างสม่ำเสมอในพื้นที่กว้างใหญ่นั้นสัมพันธ์กับความสม่ำเสมอของเงื่อนไขสำหรับการก่อตัวของอุณหภูมิต่ำสุดในพื้นที่ภายใต้อิทธิพลของไซบีเรีย

ในพื้นที่ของไซบีเรียตะวันออกที่มีความโล่งใจที่ซับซ้อน โดยเฉพาะอย่างยิ่งในสาธารณรัฐซาฮา (ยาคุเตีย) พร้อมด้วยปัจจัยการแผ่รังสี ลักษณะการบรรเทาทุกข์มีผลอย่างมากต่อการลดลงของอุณหภูมิต่ำสุด ที่นี่ในสภาพที่ยากลำบากของประเทศภูเขาในที่ลุ่มและแอ่งน้ำโดยเฉพาะอย่างยิ่งเงื่อนไขที่เอื้ออำนวยถูกสร้างขึ้นเพื่อทำให้พื้นผิวเย็นลง สาธารณรัฐซาฮา (ยากูเตีย) มีค่าเฉลี่ยต่ำสุดของอุณหภูมิพื้นผิวพื้นฐานต่ำสุดประจำปีในรัสเซีย (สูงถึง –57…–60°С)

บนชายฝั่งทะเลอาร์กติก เนื่องมาจากการพัฒนาของกิจกรรมไซโคลนฤดูหนาวที่แอคทีฟ อุณหภูมิต่ำสุดจึงสูงกว่าภายใน ไอโซจีเทอร์มมีทิศทางเกือบเป็นละติจูด และการลดค่าเฉลี่ยของค่าต่ำสุดประจำปีสัมบูรณ์จากเหนือจรดใต้เกิดขึ้นค่อนข้างเร็ว

บนชายฝั่ง isogotherms ทำซ้ำโครงร่างของชายฝั่ง อิทธิพลของค่าต่ำสุดของ Aleutian ปรากฏให้เห็นในการเพิ่มขึ้นของค่าเฉลี่ยของค่าต่ำสุดประจำปีแบบสัมบูรณ์ในเขตชายฝั่งทะเลเมื่อเทียบกับพื้นที่ภายในประเทศ โดยเฉพาะอย่างยิ่งบนชายฝั่งทางใต้ของ Primorsky Krai และบน Sakhalin ค่าเฉลี่ยของค่าต่ำสุดประจำปีที่แน่นอนคือ –25…–30°C

การแช่แข็งของดินขึ้นอยู่กับขนาดของอุณหภูมิอากาศติดลบในฤดูหนาว ปัจจัยที่สำคัญที่สุดในการป้องกันการแช่แข็งของดินคือการมีหิมะปกคลุม ลักษณะของมัน เช่น เวลาก่อตัว พลัง ระยะเวลาของการเกิด กำหนดความลึกของการแช่แข็งของดิน การคลุมหิมะช่วงปลายช่วยให้ดินแข็งตัวมากขึ้น เนื่องจากในช่วงครึ่งแรกของฤดูหนาว ความเข้มของการแช่แข็งของดินจะมากที่สุด และในทางกลับกัน การตั้งต้นของหิมะปกคลุมจะป้องกันการแช่แข็งของดินอย่างมีนัยสำคัญ อิทธิพลของความหนาของหิมะปกคลุมเด่นชัดที่สุดในบริเวณที่มีอุณหภูมิอากาศต่ำ

ที่ระดับความลึกของการแช่แข็งที่เท่ากันนั้นขึ้นอยู่กับชนิดของดิน องค์ประกอบทางกล และความชื้นของดิน

ตัวอย่างเช่น ในพื้นที่ภาคเหนือของไซบีเรียตะวันตกที่มีหิมะปกคลุมต่ำและหนา ความลึกของการแช่แข็งของดินจะน้อยกว่าในพื้นที่ทางใต้และอบอุ่นกว่าที่มีขนาดเล็ก ภาพแปลก ๆ เกิดขึ้นในพื้นที่ที่มีหิมะปกคลุมไม่คงที่ (ภูมิภาคทางใต้ของส่วนยุโรปของรัสเซีย) ซึ่งอาจทำให้ความลึกของการแช่แข็งของดินเพิ่มขึ้น นี่เป็นเพราะความจริงที่ว่ามีการเปลี่ยนแปลงบ่อยครั้งของน้ำค้างแข็งและละลายเปลือกน้ำแข็งก่อตัวขึ้นบนพื้นผิวของหิมะปกคลุมบาง ๆ ค่าสัมประสิทธิ์การนำความร้อนซึ่งมากกว่าการนำความร้อนของหิมะและน้ำหลายเท่า ดินในบริเวณที่มีเปลือกโลกเย็นตัวและแข็งตัวเร็วขึ้นมาก การปรากฏตัวของพืชปกคลุมช่วยลดความลึกของการแช่แข็งของดินในขณะที่มันยังคงสะสมและสะสมหิมะ