ระบอบความร้อนของบรรยากาศและพื้นผิวโลก ระบบระบายความร้อนของพื้นผิวโลกและบรรยากาศ ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน

คุณค่าและการเปลี่ยนแปลงบนพื้นผิวที่ถูกทำให้ร้อนโดยตรงจากแสงแดด เมื่อถูกความร้อน พื้นผิวนี้จะถ่ายเทความร้อน (ในช่วงคลื่นยาว) ทั้งไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างและสู่ชั้นบรรยากาศ พื้นผิวนั้นเรียกว่า พื้นผิวที่ใช้งาน.

ค่าสูงสุดขององค์ประกอบทั้งหมดของสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ในเวลาใกล้เที่ยง ข้อยกเว้นคือการแลกเปลี่ยนความร้อนสูงสุดในดินซึ่งตรงกับช่วงเช้า แอมพลิจูดสูงสุดของการเปลี่ยนแปลงรายวันของส่วนประกอบสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ในช่วงฤดูร้อนและค่าต่ำสุดในฤดูหนาว

ในช่วงกลางวันของอุณหภูมิพื้นผิวที่แห้งและปราศจากพืชพรรณในวันที่อากาศแจ่มใสสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังจาก 14 ชั่วโมง และขั้นต่ำคือช่วงพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัวอาจรบกวนการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในแต่ละวัน ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในค่าสูงสุดและต่ำสุด ความชื้นและพืชพรรณบนพื้นผิวมีอิทธิพลอย่างมากต่ออุณหภูมิ

อุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดรายวันสามารถเป็น +80 o C หรือมากกว่า ความผันผวนรายวันถึง 40 o ค่าของค่าสุดขั้วและแอมพลิจูดของอุณหภูมิขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ฤดูกาล ความขุ่นมัว คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความหยาบ ธรรมชาติของพืชปกคลุม การวางแนวลาดเอียง (การรับแสง)

การแพร่กระจายของความร้อนจากพื้นผิวที่ทำงานอยู่นั้นขึ้นอยู่กับองค์ประกอบของซับสเตรตพื้นฐาน และจะถูกกำหนดโดยความจุความร้อนและการนำความร้อน บนพื้นผิวของทวีป สารตั้งต้นคือดิน ในมหาสมุทร (ทะเล) - น้ำ

ดินโดยทั่วไปมีความจุความร้อนต่ำกว่าน้ำและมีค่าการนำความร้อนสูงกว่า ดังนั้นพวกเขาจึงร้อนขึ้นและเย็นลงเร็วกว่าน้ำ

เวลาในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่งและช่วงเวลาของการเริ่มต้นของค่าอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าทุกๆ 10 ซม. ประมาณ 3 ชั่วโมง ยิ่งชั้นอยู่ลึกเท่าใด ความร้อนก็จะยิ่งได้รับน้อยลงและความผันผวนของอุณหภูมิในชั้นก็จะยิ่งอ่อนลง แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันที่มีความลึกลดลง 2 เท่าสำหรับทุก ๆ 15 ซม. ที่ความลึกเฉลี่ยประมาณ 1 ม. ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ "จางลง" ชั้นที่พวกเขาหยุดเรียกว่า ชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

ยิ่งช่วงอุณหภูมิผันผวนนานเท่าใด อุณหภูมิก็จะยิ่งกระจายลึกมากขึ้นเท่านั้น ดังนั้น ในละติจูดกลาง ชั้นของอุณหภูมิคงที่รายปีอยู่ที่ระดับความลึก 19–20 ม. ในละติจูดสูง ที่ความลึก 25 ม. และในละติจูดเขตร้อน ซึ่งแอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีมีขนาดเล็กที่ระดับความลึก ระยะ 5-10 เมตร ปีจะล่าช้าโดยเฉลี่ย 20-30 วันต่อเมตร

อุณหภูมิในชั้นของอุณหภูมิประจำปีคงที่นั้นใกล้เคียงกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีเหนือพื้นผิว

ระบอบความร้อนของบรรยากาศ

อุณหภูมิท้องถิ่น

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิทั้งหมดในคงที่
จุดทางภูมิศาสตร์ขึ้นอยู่กับแต่ละบุคคล
การเปลี่ยนแปลงของอากาศ เรียกว่า อุปาทาน
ท้องถิ่น (ท้องถิ่น) การเปลี่ยนแปลง
สถานีอุตุนิยมวิทยาใด ๆ ที่ไม่เปลี่ยนแปลง
ตำแหน่งบนพื้นผิวโลก
ถือเป็นประเด็นดังกล่าว
เครื่องมืออุตุนิยมวิทยา - เทอร์โมมิเตอร์และ
thermographs วางไว้อย่างถาวรในอย่างใดอย่างหนึ่ง
สถานที่ลงทะเบียนการเปลี่ยนแปลงในท้องถิ่นอย่างแน่นอน
อุณหภูมิของอากาศ
เทอร์โมมิเตอร์บนบอลลูนที่ลอยอยู่ในสายลมและ
จึงคงอยู่ในมวลเดียวกัน
อากาศแสดงการเปลี่ยนแปลงของแต่ละบุคคล
อุณหภูมิในมวลนี้

ระบอบความร้อนของบรรยากาศ

การกระจายอุณหภูมิของอากาศใน
อวกาศและการเปลี่ยนแปลงของเวลา
สถานะความร้อนของบรรยากาศ
กำหนด:
1. การแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม
(มีพื้นผิวด้านล่างอยู่ติดกัน
มวลอากาศและอวกาศ)
2. กระบวนการอะเดียแบติก
(เกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงของความกดอากาศ
โดยเฉพาะเมื่อเคลื่อนที่ในแนวตั้ง
3. กระบวนการ Advection
(การถ่ายเทลมร้อนหรือเย็นที่ส่งผลต่ออุณหภูมิใน
คะแนนที่กำหนด)

แลกเปลี่ยนความร้อน

เส้นทางการถ่ายเทความร้อน
1) รังสี
ในการดูดซึม
รังสีอากาศจากดวงอาทิตย์และโลก
พื้นผิว
2) การนำความร้อน
3) การระเหยหรือการควบแน่น
4) การก่อตัวหรือการละลายของน้ำแข็งและหิมะ

เส้นทางการถ่ายเทความร้อนด้วยรังสี

1. การดูดซึมโดยตรง
มีรังสีดวงอาทิตย์เพียงเล็กน้อยในชั้นโทรโพสเฟียร์
อาจทำให้เพิ่มขึ้นได้
อุณหภูมิอากาศโดย just
ประมาณ 0.5° ต่อวัน
2. สิ่งที่สำคัญกว่าคือ
สูญเสียความร้อนจากอากาศ
รังสีคลื่นยาว

B = S + D + Ea – Rk – ถนน – Ez, kW/m2
ที่ไหน
S - รังสีแสงอาทิตย์โดยตรงบน
พื้นผิวแนวนอน
D - รังสีดวงอาทิตย์กระจัดกระจายบน
พื้นผิวแนวนอน
Ea คือรังสีที่เคาน์เตอร์ของบรรยากาศ
Rk and Rd - สะท้อนจากพื้นผิวด้านล่าง
การแผ่รังสีคลื่นสั้นและยาว
Ez - การแผ่รังสีคลื่นยาวของต้นแบบ
พื้นผิว

ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวด้านล่าง

B = S + D + Ea– Rk – ถนน – Ez, kW/m2
ให้ความสนใจกับ:
Q = S + D นี่คือการแผ่รังสีทั้งหมด
Rd มีค่าน้อยมากและมักจะไม่
คำนึงถึง;
Rk =Q *Ak โดยที่ A คืออัลเบโดของพื้นผิว
Eef \u003d Ez - Ea
เราได้รับ:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

สมดุลความร้อนของพื้นผิวด้านล่าง

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
โดยที่ Lt-zh และ Lzh-g - ความร้อนจำเพาะของการหลอมรวม
และการกลายเป็นไอ (การควบแน่น) ตามลำดับ
Mn และ Mk คือมวลของน้ำที่เกี่ยวข้อง
การเปลี่ยนเฟสที่สอดคล้องกัน
Qa และ Qp-p - การไหลของความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศและผ่าน
ผิวเบื้องล่างสู่ชั้นเบื้องล่าง
ดินหรือน้ำ

พื้นผิวและชั้นที่ใช้งาน

ระบอบอุณหภูมิของต้นแบบ

พื้นผิวด้านล่างคือ
ผิวดิน (ดิน น้ำ หิมะ และ
เป็นต้น) โต้ตอบกับบรรยากาศ
ในกระบวนการแลกเปลี่ยนความร้อนและความชื้น
ชั้นที่ใช้งานคือชั้นของดิน (รวมถึง
พืชพรรณและหิมะปกคลุม) หรือน้ำ
มีส่วนร่วมในการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม
จนถึงระดับความลึกซึ่งรายวันและ
ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปี

10. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งาน

ระบอบอุณหภูมิของต้นแบบ
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งาน
ในดิน รังสีแสงอาทิตย์ ทะลุทะลวง
ถึงความลึกหนึ่งในสิบของมิลลิเมตร
เปลี่ยนเป็นความร้อนซึ่ง
ส่งต่อไปยังชั้นเบื้องล่าง
การนำความร้อนระดับโมเลกุล
ในน้ำ รังสีดวงอาทิตย์แทรกซึม
ลึกถึงสิบเมตรและการถ่ายโอน
ความร้อนสู่ชั้นใต้ผิวเกิดใน
ปั่นป่วน
ผสมความร้อน
การพาและการระเหย

11. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งาน

ระบอบอุณหภูมิของต้นแบบ
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งาน
ความผันผวนของอุณหภูมิรายวัน
นำมาใช้:
ในน้ำ - สูงถึงหลายสิบเมตร
ในดิน - น้อยกว่าหนึ่งเมตร
ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปี
นำมาใช้:
ในน้ำ - สูงถึงหลายร้อยเมตร
ในดิน - 10-20 เมตร

12. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งาน

ระบอบอุณหภูมิของต้นแบบ
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งาน
ความร้อนที่มาถึงผิวน้ำในตอนกลางวันและฤดูร้อนจะแทรกซึม
ในระดับความลึกพอสมควรและทำให้เสาน้ำขนาดใหญ่ร้อน
อุณหภูมิของชั้นบนและผิวน้ำมากที่สุด
มันเพิ่มขึ้นเล็กน้อย
ในดินความร้อนที่เข้ามาจะกระจายเป็นส่วนบนบาง
ชั้นซึ่งทำให้ร้อนมาก
ในเวลากลางคืนและฤดูหนาว น้ำจะสูญเสียความร้อนจากชั้นผิวน้ำ แต่
แทนที่จะเป็นความร้อนสะสมจากชั้นที่อยู่เบื้องล่าง
ดังนั้นอุณหภูมิที่ผิวน้ำจึงลดลง
ช้า.
บนผิวดิน อุณหภูมิจะลดลงเมื่อปล่อยความร้อน
เร็ว:
ความร้อนสะสมเป็นชั้นบางๆ ทิ้งไว้อย่างรวดเร็ว
โดยไม่ต้องเติมจากด้านล่าง

13. ระบบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งาน

ระบอบอุณหภูมิของต้นแบบ
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งาน
ในตอนกลางวันและฤดูร้อน อุณหภูมิบนผิวดินจะสูงกว่าอุณหภูมิบน
ผิวน้ำ ต่ำลงในเวลากลางคืนและในฤดูหนาว
ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันและรายปีบนผิวดินมีมากขึ้น
ยิ่งกว่าบนผิวน้ำเสียอีก
ในฤดูร้อนแอ่งน้ำจะสะสมเป็นชั้นหนาพอสมควร
ความร้อนปริมาณมากซึ่งปล่อยสู่บรรยากาศในความหนาวเย็น
ฤดูกาล.
ดินในฤดูร้อนให้ความร้อนส่วนใหญ่ในเวลากลางคืน
ซึ่งได้รับในระหว่างวัน และสะสมเพียงเล็กน้อยในฤดูหนาว
ในละติจูดกลาง ในช่วงครึ่งปีที่อบอุ่น 1.5-3
kcal ความร้อนต่อตารางเซนติเมตรของพื้นผิว
ในสภาพอากาศหนาวเย็น ดินจะปล่อยความร้อนนี้สู่ชั้นบรรยากาศ ค่า ±1.5-3
kcal/cm2 ต่อปี คือ วัฏจักรความร้อนประจำปีของดิน
ภายใต้อิทธิพลของหิมะปกคลุมและพืชพรรณในฤดูร้อนปี
การไหลเวียนของความร้อนในดินลดลง ตัวอย่างเช่น ใกล้เลนินกราด 30%
ในเขตร้อน การหมุนเวียนความร้อนประจำปีจะน้อยกว่าในละติจูดพอสมควร เนื่องจาก
การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์มีความแตกต่างกันในแต่ละปีน้อยลง

14. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งาน

ระบอบอุณหภูมิของต้นแบบ
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งาน
หมุนเวียนความร้อนประจำปีของอ่างเก็บน้ำขนาดใหญ่ประมาณ 20
มากกว่าการหมุนเวียนความร้อนประจำปี
ดิน.
ทะเลบอลติกปล่อยอากาศในสภาพอากาศหนาวเย็น52
kcal / cm2 และสะสมในปริมาณที่เท่ากันในฤดูร้อน
การหมุนเวียนความร้อนประจำปีของทะเลดำ ±48 kcal/cm2,
จากความแตกต่างเหล่านี้ อุณหภูมิของอากาศจึงสูงกว่า
ต่ำโดยทะเลในฤดูร้อนและสูงกว่าในฤดูหนาวกว่าบนบก

15. ระบอบอุณหภูมิของพื้นผิวด้านล่างและชั้นที่ใช้งาน

ระบอบอุณหภูมิของต้นแบบ
พื้นผิวและชั้นที่ใช้งาน
แผ่นดินร้อนขึ้นอย่างรวดเร็วและ
เย็นลง
น้ำร้อนขึ้นช้าและช้า
เย็นลง
(ความจุความร้อนจำเพาะของน้ำใน
ดินมากขึ้น 3-4 เท่า)
พืชผักช่วยลดแอมพลิจูด
ความผันผวนของอุณหภูมิรายวัน
ผิวดิน.
หิมะปกคลุมปกป้องดินจาก
การสูญเสียความร้อนอย่างรุนแรง (ในฤดูหนาวดิน
ค้างน้อยลง)

16.

บทบาทสำคัญในการสร้าง
ระบอบอุณหภูมิของโทรโพสเฟียร์
บทละครแลกเปลี่ยนความร้อน
อากาศกับพื้นผิวโลก
โดยการนำ

17. กระบวนการที่ส่งผลต่อการถ่ายเทความร้อนของบรรยากาศ

กระบวนการที่ส่งผลต่อการถ่ายเทความร้อน
บรรยากาศ
1).ความปั่นป่วน
(ผสม
อากาศไม่เป็นระเบียบ
การเคลื่อนไหวที่วุ่นวาย)
2).ความร้อน
การพาความร้อน
(การขนส่งทางอากาศในแนวตั้ง
ทิศทางที่เกิดขึ้นเมื่อ
ความร้อนของชั้นต้นแบบ)

18. การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศ

การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศ
1).
เป็นระยะ
2). ไม่ประจำงวด
การเปลี่ยนแปลงเป็นระยะ
อุณหภูมิอากาศ
เกี่ยวข้องกับการเคลื่อนตัวของมวลอากาศ
จากส่วนอื่นๆ ของโลก
การเปลี่ยนแปลงดังกล่าวเกิดขึ้นบ่อยครั้งและมีนัยสำคัญใน
ละติจูดพอสมควร,
มีความเกี่ยวข้องกับไซโคลน
กิจกรรมเล็กๆ
ตาชั่ง - ด้วยลมท้องถิ่น

19. อุณหภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงเป็นระยะ

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิรายวันและรายปีคือ
อักขระเป็นระยะ
การเปลี่ยนแปลงรายวัน
อุณหภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงใน
หลักสูตรรายวันตามอุณหภูมิ
พื้นผิวโลกซึ่ง
อากาศร้อน

20. ความแปรผันของอุณหภูมิรายวัน

การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิรายวัน
เส้นโค้งรายวันรายปี
อุณหภูมิเป็นเส้นโค้งเรียบ
คล้ายกับไซนัส
ในทางภูมิอากาศวิทยาถือว่า
การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอากาศในเวลากลางวัน,
เฉลี่ยมาหลายปี

21. บนผิวดิน (1) และในอากาศที่ความสูง 2 เมตร (2) มอสโก (MSU)

ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยต่อวันที่พื้นผิว
ดิน (1) และ
ในอากาศที่ความสูง 2 เมตร (2) มอสโก (MGU)

22. ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน

ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน
อุณหภูมิบนผิวดินจะแปรผันรายวัน
ขั้นต่ำจะสังเกตได้ประมาณครึ่งชั่วโมงหลังจากนั้น
พระอาทิตย์ขึ้น
โดยขณะนี้สมดุลการแผ่รังสีของผิวดิน
เท่ากับศูนย์ - การถ่ายเทความร้อนจากชั้นบน
รังสีที่มีประสิทธิภาพของดินมีความสมดุล
เพิ่มการไหลเข้าของรังสีทั้งหมด
การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบไม่แผ่รังสีในขณะนี้มีเพียงเล็กน้อย

23. ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน

ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวัน
อุณหภูมิบนผิวดินสูงขึ้นถึง 13-14 ชั่วโมง
เมื่อถึงขีดสูงสุดในหลักสูตรรายวัน
หลังจากนั้นอุณหภูมิจะเริ่มลดลง
ความสมดุลของรังสีในช่วงบ่ายอย่างไรก็ตาม
ยังคงเป็นบวก แต่
การถ่ายเทความร้อนในเวลากลางวันจากชั้นบนสุดของดินสู่
บรรยากาศเกิดขึ้นไม่เพียงแค่ผ่านประสิทธิผลเท่านั้น
การแผ่รังสี แต่ยังผ่านการนำความร้อนที่เพิ่มขึ้นและ
อีกทั้งมีการระเหยของน้ำเพิ่มขึ้น
การถ่ายเทความร้อนสู่ความลึกของดินยังดำเนินต่อไป
ดังนั้นอุณหภูมิบนผิวดินจึงลดลง
เวลา 13-14 น. จนถึงช่วงเช้าตรู่

24.

25. อุณหภูมิผิวดิน

อุณหภูมิสูงสุดที่ผิวดินมักจะสูงขึ้น
กว่าในอากาศที่ระดับความสูงของบูธอุตุนิยมวิทยา สิ่งนี้ชัดเจน:
ในระหว่างวันรังสีดวงอาทิตย์ทำให้ดินร้อนเป็นหลักและแล้ว
มันทำให้อากาศอุ่นขึ้น
ในภูมิภาคมอสโกในฤดูร้อนบนพื้นผิวดินเปล่า
สังเกตอุณหภูมิสูงถึง +55 °และในทะเลทราย - สูงถึง +80 °
ในทางกลับกัน อุณหภูมิต่ำสุดในตอนกลางคืนจะเกิดขึ้นที่
ผิวดินต่ำกว่าในอากาศ
อย่างแรกเลย ดินถูกทำให้เย็นลงด้วยประสิทธิผล
รังสีและจากนั้นอากาศก็เย็นลง
ในฤดูหนาวในภูมิภาคมอสโก อุณหภูมิกลางคืนบนพื้นผิว (เวลานี้
ปกคลุมด้วยหิมะ) สามารถตกต่ำกว่า -50 °ในฤดูร้อน (ยกเว้นกรกฎาคม) - เป็นศูนย์ บน
พื้นผิวหิมะภายในทวีปแอนตาร์กติกา แม้แต่ค่าเฉลี่ย
อุณหภูมิรายเดือนในเดือนมิถุนายนอยู่ที่ประมาณ -70 องศา และในบางกรณีก็สามารถ
ตกไปที่ -90 °

26. ช่วงอุณหภูมิรายวัน

ช่วงอุณหภูมิรายวัน
นี่คือความแตกต่างระหว่างค่าสูงสุด
และอุณหภูมิต่ำสุดในแต่ละวัน
ช่วงอุณหภูมิรายวัน
การเปลี่ยนแปลงของอากาศ:
ตามฤดูกาลของปี
โดยละติจูด
ขึ้นอยู่กับธรรมชาติ
พื้นผิวพื้นฐาน,
ขึ้นอยู่กับภูมิประเทศ

27. การเปลี่ยนแปลงของแอมพลิจูดอุณหภูมิรายวัน (อ.สุต)

การเปลี่ยนแปลง

1. ในฤดูหนาว Asut จะน้อยกว่าฤดูร้อน
2. ด้วยละติจูดที่เพิ่มขึ้น วัน ลดลง:
ที่ละติจูด 20 - 30°
บนบก วัน = 12 °С
ที่ละติจูด 60° ต่อวัน = 6°C
3. ช่องว่าง
มีลักษณะเป็นวันที่ยิ่งใหญ่กว่า :
สำหรับสเตปป์และทะเลทรายขนาดกลาง
Asut \u003d 15-20 ° C (สูงถึง 30 ° C)

28. การเปลี่ยนแปลงของแอมพลิจูดอุณหภูมิรายวัน (อ.สุต)

การเปลี่ยนแปลง
แอมพลิจูดอุณหภูมิรายวัน (Asut)
4. ความใกล้ชิดของแอ่งน้ำ
ลดวัน
5.บนธรณีสัณฐานนูน
(ยอดและเนินลาดของภูเขา) หนึ่งวัน เล็กกว่า,
กว่าที่ราบ
6. ในธรณีสัณฐานเว้า
(โพรง หุบเขา หุบเหว เป็นต้น และอีกหลายวัน

29. อิทธิพลของดินปกคลุมต่ออุณหภูมิผิวดิน

พืชคลุมดินช่วยลดการเย็นตัวของดินในเวลากลางคืน
การแผ่รังสีในตอนกลางคืนส่วนใหญ่เกิดขึ้นกับ
ผิวของพืชนั้นเองซึ่งจะมากที่สุด
เย็น.
ดินใต้ต้นไม้ยังคงสูงอยู่
อุณหภูมิ.
อย่างไรก็ตาม ในระหว่างวัน พืชสามารถป้องกันรังสีได้
ความร้อนของดิน
ช่วงอุณหภูมิรายวันภายใต้พืชพรรณ
จึงลดลงและอุณหภูมิเฉลี่ยต่อวัน
ลดลง
ดังนั้นพืชที่ปกคลุมโดยทั่วไปจะทำให้ดินเย็นลง
ในเขตเลนินกราด ผิวดินใต้ทุ่งนา
พืชผลในตอนกลางวันอาจเย็นกว่า
ดินที่รกร้าง โดยเฉลี่ยแล้วอากาศจะหนาวเย็นขึ้นทุกวัน
ดินที่เปิดโล่ง 6° และแม้กระทั่งที่ความลึก 5-10 ซม. ยังคงอยู่
ความแตกต่าง 3-4°

30. อิทธิพลของดินที่ปกคลุมต่ออุณหภูมิผิวดิน

หิมะปกคลุมปกป้องดินในฤดูหนาวจากการสูญเสียความร้อนมากเกินไป
การแผ่รังสีมาจากพื้นผิวของหิมะที่ปกคลุมตัวเองและดินที่อยู่ใต้นั้น
อุ่นกว่าดินเปล่า ในขณะเดียวกัน แอมพลิจูดรายวัน
อุณหภูมิบนผิวดินภายใต้หิมะลดลงอย่างรวดเร็ว
ในโซนกลางของดินแดนยุโรปของรัสเซียที่มีหิมะปกคลุมสูง
40-50 ซม. อุณหภูมิของผิวดินด้านล่างสูงกว่า 6-7 °
อุณหภูมิของดินเปล่าและสูงกว่าอุณหภูมิบน . 10 °
พื้นผิวของหิมะปกคลุมนั่นเอง
การเยือกแข็งของดินในฤดูหนาวภายใต้หิมะมีความลึกประมาณ 40 ซม. และไม่มี
หิมะสามารถขยายได้ลึกกว่า 100 ซม.
ดังนั้นพืชที่ปกคลุมในฤดูร้อนจะลดอุณหภูมิบนผิวดินและ
ในทางกลับกันหิมะปกคลุมเพิ่มขึ้น
ผลกระทบจากพืชพรรณปกคลุมในฤดูร้อนและหิมะปกคลุมในฤดูหนาวรวมกันลดลง
แอมพลิจูดของอุณหภูมิประจำปีบนผิวดิน การลดลงนี้คือ
ประมาณ 10 องศาเมื่อเทียบกับดินเปล่า

31. การกระจายความร้อนลึกลงไปในดิน

ความหนาแน่นและความชื้นของดินยิ่งมากขึ้น
ยิ่งนำความร้อนได้เร็วเท่าไหร่
แผ่ขยายให้ลึกขึ้นเรื่อยๆ
ความผันผวนของอุณหภูมิแทรกซึม
โดยไม่คำนึงถึงชนิดของดิน ระยะเวลาการแกว่ง
อุณหภูมิไม่เปลี่ยนแปลงตามความลึก
ซึ่งหมายความว่าไม่เพียงแต่บนพื้นผิวแต่ยังบน
ความลึกยังคงเป็นหลักสูตรรายวันด้วยระยะเวลา24
ชั่วโมงระหว่างแต่ละสองติดต่อกัน
สูงหรือต่ำ
และหลักสูตรรายปีเป็นระยะเวลา 12 เดือน

32. การกระจายความร้อนลึกลงไปในดิน

แอมพลิจูดการสั่นลดลงตามความลึก
ความลึกที่เพิ่มขึ้นในความก้าวหน้าทางคณิตศาสตร์
ส่งผลให้แอมพลิจูดลดลงเรื่อย ๆ
เรขาคณิต
ดังนั้น ถ้าบนพื้นผิว แอมพลิจูดรายวันคือ 30° และ
ที่ความลึก 20 ซม. 5 °จากนั้นที่ความลึก 40 ซม. มันจะแคบลง
น้อยกว่า 1°
ที่ระดับความลึกค่อนข้างตื้น ทุกวัน
แอมพลิจูดลดลงมากจนกลายเป็น
เกือบเท่ากับศูนย์
ที่ระดับความลึกนี้ (ประมาณ 70-100 ซม. ต่างกันออกไป
ต่างกัน) เริ่มต้นชั้นของค่าคงที่ทุกวัน
อุณหภูมิ.

33. การแปรผันของอุณหภูมิรายวันในดินที่ระดับความลึกต่างกันตั้งแต่ 1 ถึง 80 ซม. Pavlovsk, พฤษภาคม

34. ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปี

แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีลดลงจาก
ความลึก.
อย่างไรก็ตาม ความผันผวนประจำปีขยายไปถึงขนาดใหญ่ขึ้น
ความลึกซึ่งค่อนข้างเข้าใจได้: สำหรับการกระจายของพวกเขา
มีเวลามากขึ้น
แอมพลิจูดของความผันผวนประจำปีลดลงเกือบถึง
ศูนย์ที่ความลึกประมาณ 30 เมตรในละติจูดขั้วโลก
ประมาณ 15-20 เมตรในละติจูดกลาง
ประมาณ 10 เมตรในเขตร้อน
(โดยที่แอมพลิจูดประจำปีมีขนาดเล็กลงและบนพื้นผิวดิน
กว่าในละติจูดกลาง)
ที่ระดับความลึกเหล่านี้เริ่มต้น ชั้นของค่าคงที่รายปี
อุณหภูมิ.

35.

ระยะเวลาของอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุด
ทั้งในชีวิตประจำวันและประจำปีก็ล่วงไปอย่างลึกซึ้ง
ตามสัดส่วนของเธอ
เป็นเรื่องที่เข้าใจได้เพราะต้องใช้เวลาในการกระจายความร้อน
ความลึก.
สุดขั้วทุกวันสำหรับความลึกทุกๆ 10 ซม. จะล่าช้าออกไป
2.5-3.5 ชม.
ซึ่งหมายความว่าที่ความลึก เช่น 50 ซม. ค่าสูงสุดรายวัน
เห็นหลังเที่ยงคืน
เสียงสูงและต่ำประจำปีล่าช้า 20-30 วันโดย
ความลึกทุกเมตร
ดังนั้นในคาลินินกราดที่ความลึก 5 เมตร อุณหภูมิต่ำสุด
ไม่ได้สังเกตในเดือนมกราคมเหมือนบนผิวดิน แต่ในเดือนพฤษภาคม
สูงสุด - ไม่ใช่ในเดือนกรกฎาคม แต่ในเดือนตุลาคม

36. การแปรผันของอุณหภูมิประจำปีในดินที่ระดับความลึกต่างกันตั้งแต่ 3 ถึง 753 ซม. ในคาลินินกราด

37. การกระจายอุณหภูมิในดินในแนวตั้งในฤดูกาลต่างๆ

ในฤดูร้อนอุณหภูมิจะลดลงจากผิวดินถึงระดับความลึก
เติบโตในฤดูหนาว
ในฤดูใบไม้ผลิจะเติบโตก่อนแล้วค่อยลดลง
ในฤดูใบไม้ร่วงมันจะลดลงก่อนแล้วค่อยเติบโต
การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในดินที่มีความลึกระหว่างวันหรือปีแสดงด้วย
โดยใช้แผนภูมิไอโซเพิล
แกน x แทนเวลาเป็นชั่วโมงหรือเดือนของปี
แกน y คือความลึกของดิน
แต่ละจุดบนกราฟสอดคล้องกับเวลาและความลึกที่แน่นอน บน
กราฟแสดงอุณหภูมิเฉลี่ยที่ระดับความลึกต่างกันในแต่ละชั่วโมงหรือ
เดือน
หลังจากวาดจุดเชื่อมต่อไอโซลีนที่มีอุณหภูมิเท่ากัน
เช่น ทุกองศาหรือทุก 2 องศา เราได้ครอบครัว
ไอโซเพลทความร้อน
จากกราฟนี้ คุณสามารถกำหนดค่าอุณหภูมิในช่วงเวลาใดก็ได้ของวัน
หรือวันของปีและความลึกใดๆ ภายในกราฟ

38. ไอโซเพิลของการแปรผันของอุณหภูมิประจำปีในดินในทบิลิซิ

ไอโซเลตของความแปรผันของอุณหภูมิประจำปีในดินใน
ทบิลิซิ

39. อุณหภูมิรายวันและรายปีบนพื้นผิวอ่างเก็บน้ำและในชั้นบนของน้ำ

ความร้อนและความเย็นกระจายตัวในแหล่งน้ำมากกว่า
ชั้นหนากว่าในดิน และยังมี
ความจุความร้อนมากกว่าดิน
อันเป็นผลมาจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิที่ผิวน้ำนี้
ขนาดเล็กมาก.
แอมพลิจูดของมันอยู่ในระดับหนึ่งในสิบขององศา: ประมาณ 0.1-
0.2° ในละติจูดพอสมควร
ประมาณ 0.5° ในเขตร้อน
ในทะเลทางใต้ของสหภาพโซเวียต แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันมากกว่า:
1-2°;
บนพื้นผิวของทะเลสาบขนาดใหญ่ในละติจูดพอสมควร:
2-5 °
ความผันผวนของอุณหภูมิน้ำผิวดินในแต่ละวัน
สูงสุดประมาณ 15-16 ชั่วโมง และอย่างต่ำหลัง 2-3 ชั่วโมง
หลังจากพระอาทิตย์ขึ้น

มะเดื่อ 40. การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิรายวันที่ผิวน้ำทะเล (เส้นโค้งทึบ) และที่ความสูง 6 เมตรในอากาศ (เส้นโค้งประ) ในเขตร้อน

แอตแลนติก

41. อุณหภูมิรายวันและรายปีบนพื้นผิวอ่างเก็บน้ำและในชั้นบนของน้ำ

แอมพลิจูดประจำปีของความผันผวนของอุณหภูมิพื้นผิว
มหาสมุทรมากกว่าทุกวัน
แต่จะน้อยกว่าแอมพลิจูดประจำปีบนผิวดิน
ในเขตร้อนจะอยู่ที่ประมาณ 2-3 ° ที่ 40 ° N ซ. ประมาณ 10 °และที่ 40 ° S
ซ. ประมาณ 5 °
ในท้องทะเลและทะเลสาบน้ำลึก
แอมพลิจูดประจำปีขนาดใหญ่อย่างมีนัยสำคัญ - สูงถึง 20° หรือมากกว่า
ความผันผวนทั้งรายวันและรายปีแพร่กระจายในน้ำ
(แน่นอนว่าช้าด้วย) ถึงความลึกที่มากกว่าในดิน
ความผันผวนรายวันพบได้ในทะเลที่ระดับความลึกถึง 15
20 ม. ขึ้นไปและรายปี - สูงถึง 150-400 ม.

42. ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศใกล้พื้นผิวโลกในแต่ละวัน

อุณหภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงทุกวัน
ตามอุณหภูมิพื้นผิวโลก
เนื่องจากอากาศได้รับความร้อนและความเย็นโดย
พื้นผิวโลก แอมพลิจูดของการเปลี่ยนแปลงรายวัน
อุณหภูมิในบูธอุตุนิยมวิทยาลดลง
กว่าบนผิวดินโดยเฉลี่ยประมาณ
โดยหนึ่งในสาม

43. ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศใกล้พื้นผิวโลกในแต่ละวัน

อุณหภูมิอากาศที่เพิ่มขึ้นเริ่มต้นด้วยการเพิ่มขึ้นของ
อุณหภูมิดิน (15 นาทีต่อมา) ในตอนเช้า
หลังจากพระอาทิตย์ขึ้น อุณหภูมิดิน 13-14 ชม.
เริ่มลดลง
ที่เวลา 14-15 ชั่วโมง อุณหภูมิของอากาศจะเท่ากัน
จากนี้ไปอุณหภูมิจะลดลงอีก
ดินเริ่มลดลงและอุณหภูมิของอากาศ
ดังนั้น อุณหภูมิต่ำสุดในแต่ละวันของอุณหภูมิ
อากาศที่พื้นผิวโลกตรงเวลา
หลังจากพระอาทิตย์ขึ้นไม่นาน
และสูงสุด 14-15 ชม.

44. ความแปรผันของอุณหภูมิอากาศใกล้พื้นผิวโลกในแต่ละวัน

อุณหภูมิอากาศในแต่ละวันค่อนข้างถูกต้อง
ปรากฏตัวในสภาพอากาศที่ชัดเจนเท่านั้น
ดูเหมือนว่ามีเหตุผลมากขึ้นโดยเฉลี่ยจากกลุ่มใหญ่
จำนวนการสังเกต: เส้นโค้งรายวันระยะยาว
อุณหภูมิ - โค้งเรียบคล้ายกับไซนัส
แต่ในบางวัน อุณหภูมิอากาศที่แปรผันในแต่ละวันสามารถ
จะผิดมาก
ขึ้นอยู่กับการเปลี่ยนแปลงของเมฆมากที่เปลี่ยนการแผ่รังสี
สภาพบนพื้นผิวโลกตลอดจนจากการเคลื่อนตัว เช่น จาก
การไหลของมวลอากาศที่มีอุณหภูมิต่างกัน
ด้วยเหตุผลเหล่านี้ อุณหภูมิต่ำสุดอาจเปลี่ยนแปลงได้
แม้ในเวลากลางวันและสูงสุด - ในเวลากลางคืน
ความแปรผันของอุณหภูมิในแต่ละวันอาจหายไปโดยสิ้นเชิงหรือเส้นโค้ง
การเปลี่ยนแปลงรายวันจะมีรูปแบบที่ซับซ้อนและไม่สม่ำเสมอ

45. การแปรผันของอุณหภูมิอากาศใกล้พื้นผิวโลกในแต่ละวัน

หลักสูตรรายวันปกติทับซ้อนกันหรือปิดบัง
การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิที่ไม่เป็นระยะ
ตัวอย่างเช่น ในเฮลซิงกิในเดือนมกราคม มี 24%
ความน่าจะเป็นที่อุณหภูมิสูงสุดรายวัน
อยู่ระหว่างเที่ยงคืนถึงตีหนึ่งในตอนเช้า และ
โอกาสตกเพียง 13% เท่านั้น
ช่วงเวลาตั้งแต่ 12 ถึง 14 ชั่วโมง
แม้แต่ในเขตร้อน ซึ่งการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิที่ไม่เป็นระยะๆ นั้นอ่อนกว่าในละติจูดพอสมควร ค่าสูงสุด
อุณหภูมิอยู่ในตอนบ่าย
เฉพาะใน 50% ของทุกกรณี

46. ​​​​การเปลี่ยนแปลงรายวันของอุณหภูมิอากาศใกล้พื้นผิวโลก

ในทางภูมิอากาศวิทยา มักจะพิจารณาความผันแปรในแต่ละวัน
อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยเป็นระยะเวลานาน
ในหลักสูตรรายวันเฉลี่ยดังกล่าว การเปลี่ยนแปลงที่ไม่เป็นระยะ
อุณหภูมิที่ตกลงมามากหรือน้อยเท่ากันทั่วๆ ไป
ทุกชั่วโมงของวันยกเลิกกัน
เป็นผลให้เส้นโค้งความแปรผันรายวันในระยะยาวมี
อักขระง่าย ๆ ใกล้กับไซนัส
ตัวอย่างเช่น พิจารณาความแปรผันของอุณหภูมิอากาศในแต่ละวันใน
มอสโกในเดือนมกราคมและกรกฎาคม คำนวณโดยหลายปี
ข้อมูล.
คำนวณอุณหภูมิเฉลี่ยระยะยาวในแต่ละชั่วโมง
วันในเดือนมกราคมหรือกรกฎาคมแล้วตามค่าเฉลี่ยที่ได้รับ
ค่ารายชั่วโมงถูกสร้างขึ้นเป็นเส้นโค้งระยะยาว
หลักสูตรรายวันสำหรับเดือนมกราคมและกรกฎาคม

47. อุณหภูมิอากาศรายวันในมอสโกในเดือนมกราคมและกรกฎาคม ตัวเลขแสดงอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนของเดือนมกราคมและกรกฎาคม

48. การเปลี่ยนแปลงรายวันในแอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศ

แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศรายวันแตกต่างกันไปตามฤดูกาล
ละติจูดตลอดจนขึ้นอยู่กับธรรมชาติของดินและ
ภูมิประเทศ.
ในฤดูหนาวจะน้อยกว่าในฤดูร้อนเช่นเดียวกับแอมพลิจูด
อุณหภูมิพื้นผิวพื้นฐาน
ด้วยละติจูดที่เพิ่มขึ้น แอมพลิจูดอุณหภูมิรายวัน
อากาศจะลดลงเมื่อความสูงตอนเที่ยงของดวงอาทิตย์ลดลง
เหนือเส้นขอบฟ้า.
ภายใต้ละติจูด 20-30 องศาบนบก ค่าเฉลี่ยรายปีรายวัน
แอมพลิจูดอุณหภูมิประมาณ 12 °,
ภายใต้ละติจูด 60° ประมาณ 6°
ภายใต้ละติจูด 70° เพียง 3°
ในละติจูดสูงสุดที่ดวงอาทิตย์ไม่ขึ้นหรือ
มาหลายวันติดต่อกัน หลักสูตรประจำวันปกติ
ไม่มีอุณหภูมิเลย

49. อิทธิพลของธรรมชาติของดินและดินปกคลุม

ยิ่งช่วงอุณหภูมิรายวันสูงขึ้นเอง
ผิวดินยิ่งแอมพลิจูดรายวันมากขึ้น
อุณหภูมิอากาศสูงกว่านั้น
ในทุ่งหญ้ากว้างใหญ่และทะเลทราย แอมพลิจูดเฉลี่ยรายวัน
ถึง 15-20 ° บางครั้ง 30 °
มีขนาดเล็กกว่าพืชพันธุ์ที่อุดมสมบูรณ์
ความใกล้ชิดของแหล่งน้ำยังส่งผลต่อแอมพลิจูดรายวัน
แอ่งน้ำ: ในพื้นที่ชายฝั่งทะเลจะลดลง

50. อิทธิพลของการบรรเทาทุกข์

บนธรณีสัณฐานนูน (บนยอดเขาและบน
ความลาดชันของภูเขาและเนินเขา) ช่วงอุณหภูมิรายวัน
อากาศจะลดลงเมื่อเปรียบเทียบกับภูมิประเทศที่ราบเรียบ
ในลักษณะเว้า (ในหุบเขา หุบเหว และโพรง)
เพิ่มขึ้น.
เหตุผลก็คือว่าบนธรณีสัณฐานนูน
อากาศมีพื้นที่สัมผัสลดลง
พื้นผิวด้านล่างและถูกลบออกอย่างรวดเร็วโดยถูกแทนที่
มวลอากาศใหม่
ในธรณีสัณฐานเว้า อากาศจะร้อนขึ้นอย่างรุนแรงจาก
พื้นผิวและซบเซามากขึ้นในตอนกลางวันและตอนกลางคืน
เย็นลงอย่างแรงและไหลลงทางลาด แต่ในทางแคบ
ช่องเขาที่ทั้งการไหลเข้าของรังสีและการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ
ลดลง แอมพลิจูดรายวันน้อยกว่าความกว้าง
หุบเขา

51. อิทธิพลของทะเลและมหาสมุทร

แอมพลิจูดอุณหภูมิรายวันขนาดเล็กบนพื้นผิว
ทะเลยังมีแอมพลิจูดรายวันน้อย
อุณหภูมิอากาศเหนือทะเล
อย่างไรก็ตาม หลังเหล่านี้ยังคงสูงกว่ารายวัน
แอมพลิจูดบนผิวน้ำทะเลนั่นเอง
แอมพลิจูดรายวันบนพื้นผิวมหาสมุทรเปิด
วัดได้เพียงหนึ่งในสิบขององศา
แต่ในชั้นล่างของอากาศเหนือมหาสมุทรถึง 1 -
1.5°),
และเหนือทะเลใน
แอมพลิจูดของอุณหภูมิในอากาศเพิ่มขึ้นเพราะ
พวกมันได้รับอิทธิพลจากการเคลื่อนตัวของมวลอากาศ
การดูดซึมโดยตรงก็มีบทบาทเช่นกัน
การแผ่รังสีดวงอาทิตย์โดยชั้นล่างของอากาศในระหว่างวันและ
รังสีจากพวกเขาในเวลากลางคืน

52. การเปลี่ยนแปลงของแอมพลิจูดอุณหภูมิรายวันพร้อมความสูง

ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันในบรรยากาศขยายไปถึง
เป็นชั้นที่มีพลังมากกว่าความผันผวนรายวันในมหาสมุทร
ที่ระดับความสูง 300 เมตรเหนือพื้นดิน แอมพลิจูดของการแปรผันของอุณหภูมิรายวัน
ประมาณ 50% ของแอมพลิจูดที่พื้นผิวโลก และค่าสุดขั้ว
อุณหภูมิมา 1.5-2 ชั่วโมงต่อมา
ที่ระดับความสูง 1 กม. ช่วงอุณหภูมิรายวันบนบกคือ 1-2°
ที่ความสูง 2-5 กม. 0.5-1 °และสูงสุดในเวลากลางวันเปลี่ยนเป็น
ตอนเย็น.
เหนือทะเล แอมพลิจูดอุณหภูมิรายวันเพิ่มขึ้นเล็กน้อยด้วย
สูงในกิโลเมตรล่าง แต่ก็ยังเล็กอยู่
ตรวจพบความผันผวนของอุณหภูมิรายวันเล็กน้อยแม้
ในโทรโพสเฟียร์ตอนบนและสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง
แต่พวกมันถูกกำหนดไว้แล้วโดยกระบวนการดูดซับและการปล่อยมลพิษ
การแผ่รังสีทางอากาศ ไม่ใช่โดยอิทธิพลของพื้นผิวโลก

53. อิทธิพลของภูมิประเทศ

ในภูเขาที่อิทธิพลของพื้นผิวเบื้องล่างมีมากกว่าบน
ระดับความสูงที่สอดคล้องกันในบรรยากาศอิสระทุกวัน
แอมพลิจูดลดลงตามความสูงช้ากว่า
บนยอดเขาแต่ละแห่งที่ระดับความสูง 3000 เมตรขึ้นไป
แอมพลิจูดรายวันยังคงเป็น 3-4°
บนที่ราบสูงและกว้างใหญ่ ช่วงอุณหภูมิรายวัน
อากาศในลำดับเดียวกันกับที่ราบลุ่ม: รังสีดูดซับ
และการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพก็มากที่นี่ เช่นเดียวกับพื้นผิว
การสัมผัสอากาศกับดิน
ช่วงอุณหภูมิอากาศรายวันที่สถานี Murghab ที่
ในปามีร์ ค่าเฉลี่ยรายปีอยู่ที่ 15.5° ในขณะที่ในทาชเคนต์คือ 12°

54.

55. การแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

ชั้นบนสุดของดินและน้ำ หิมะตก
ปกคลุมและพืชพรรณฉายรังสี
รังสีคลื่นยาว โลกนี้
รังสีมักถูกเรียกว่า intrinsic
รังสีจากพื้นผิวโลก

56. การแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

อุณหภูมิสัมบูรณ์ของพื้นผิวโลก
อยู่ระหว่าง 180 ถึง 350 °
ที่อุณหภูมิเหล่านี้ รังสีที่ปล่อยออกมา
ในทางปฏิบัติอยู่ภายใน
4-120 ไมครอน
และพลังงานสูงสุดของมันตกอยู่ที่ความยาวคลื่น
10-15 ไมครอน
ดังนั้นรังสีทั้งหมดนี้
อินฟราเรดที่มองไม่เห็นด้วยตา

57.

58. รังสีบรรยากาศ

บรรยากาศร้อนขึ้นด้วยการดูดซับทั้งรังสีดวงอาทิตย์
(แม้ว่าจะอยู่ในสัดส่วนที่ค่อนข้างน้อย ประมาณ 15% ของทั้งหมด
ปริมาณที่มายังโลก) และตัวมันเอง
รังสีจากพื้นผิวโลก
นอกจากนี้ยังได้รับความร้อนจากพื้นผิวโลกอีกด้วย
โดยการนำความร้อนตลอดจนโดยการระเหยและ
ต่อมาเกิดการควบแน่นของไอน้ำ
เมื่อได้รับความร้อน บรรยากาศจะแผ่กระจายออกไป
เช่นเดียวกับพื้นผิวโลก มันฉายแสงที่มองไม่เห็น
รังสีอินฟราเรดในช่วงเดียวกัน
ความยาวคลื่น

59. รังสีตอบโต้

รังสีในบรรยากาศส่วนใหญ่ (70%) มาจาก
ผิวโลก ที่เหลือก็เข้าสู่โลก
ช่องว่าง.
รังสีบรรยากาศที่เข้าสู่พื้นผิวโลกเรียกว่าการสะท้อนกลับ
กำลังมา เพราะมันมุ่งสู่
การแผ่รังสีตนเองของพื้นผิวโลก
พื้นผิวโลกดูดซับรังสีเคาน์เตอร์นี้
เกือบทั้งหมด (โดย 90-99%) ดังนั้นจึงเป็น
สำหรับพื้นผิวโลกเป็นแหล่งความร้อนที่สำคัญใน
นอกจากการดูดกลืนรังสีสุริยะแล้ว

60. รังสีตอบโต้

การแผ่รังสีตอบโต้จะเพิ่มขึ้นตามความขุ่นมัวที่เพิ่มขึ้น
เพราะเมฆเองก็แผ่รังสีออกมาอย่างแรง
สำหรับสถานีราบที่มีละติจูดพอสมควร ค่าเฉลี่ย
ความเข้มของการแผ่รังสีตอบโต้ (สำหรับแต่ละ
ตารางเซนติเมตรของโลกแนวนอน
พื้นผิวต่อนาที)
ประมาณ 0.3-0.4 แคลอรี
ที่สถานีบนภูเขา - ประมาณ 0.1-0.2 แคลอรี
นี่คือการลดลงของรังสีเคาน์เตอร์ที่มีความสูง
เนื่องจากปริมาณไอน้ำลดลง
รังสีที่ใหญ่ที่สุดอยู่ที่เส้นศูนย์สูตร โดยที่
บรรยากาศเป็นไอน้ำที่ร้อนและเข้มข้นที่สุด
ใกล้เส้นศูนย์สูตร 0.5-0.6 cal/cm2 นาทีโดยเฉลี่ย
ในละติจูดเชิงขั้วสูงถึง 0.3 cal/cm2 นาที

61. รังสีต้าน

สารหลักในบรรยากาศที่ดูดซับ
รังสีภาคพื้นดินและการส่งกำลังมา
รังสี คือ ไอน้ำ
มันดูดซับรังสีอินฟราเรดในขนาดใหญ่
พื้นที่สเปกตรัม - ตั้งแต่ 4.5 ถึง 80 ไมครอนยกเว้น
ระยะห่างระหว่าง 8.5 ถึง 11 ไมครอน
โดยมีปริมาณไอน้ำเฉลี่ยในบรรยากาศ
รังสีที่มีความยาวคลื่นตั้งแต่ 5.5 ถึง 7.0 ไมครอนขึ้นไป
ดูดซึมได้เกือบหมด
เฉพาะในช่วง 8.5-11 ไมครอน รังสีภาคพื้นดิน
ผ่านชั้นบรรยากาศสู่อวกาศ

62.

63.

64. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

การแผ่รังสีที่เคาน์เตอร์มักจะน้อยกว่าการแผ่รังสีภาคพื้นดินเสมอ
ในเวลากลางคืนเมื่อไม่มีรังสีดวงอาทิตย์พื้นผิวโลกมา
รังสีตอบโต้เท่านั้น
พื้นผิวโลกสูญเสียความร้อนเนื่องจากความแตกต่างเชิงบวกระหว่าง
รังสีของตัวเองและตอบโต้
ความแตกต่างระหว่างรังสีของโลกเอง
พื้นผิวและการแผ่รังสีตอบโต้ของบรรยากาศ
เรียกว่ารังสีที่มีประสิทธิภาพ

65. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

รังสีที่มีประสิทธิภาพคือ
การสูญเสียพลังงานการแผ่รังสีสุทธิและ
ดังนั้นความร้อนจากพื้นผิวโลก
ตอนกลางคืน

66. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

มีเมฆมากเพิ่มขึ้นเรื่อยๆ
รังสีตอบโต้รังสีที่มีประสิทธิภาพ
ลดลง
ในสภาพอากาศที่มีเมฆมากรังสีที่มีประสิทธิภาพ
น้อยกว่าชัดเจนมาก
ในสภาพอากาศที่มีเมฆน้อยและกลางคืน
การเย็นตัวของพื้นผิวโลก

67. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

รังสีที่มีประสิทธิภาพ แน่นอน
ยังมีอยู่ในระหว่างวัน
แต่ระหว่างวันจะคาบเกี่ยวกันหรือบางส่วน
ชดเชยด้วยแสงอาทิตย์ที่ดูดซับ
รังสี ดังนั้นพื้นผิวโลก
กลางวันอุ่นกว่าตอนกลางคืน ส่งผลให้
เหนือสิ่งอื่นใดและการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ
มากขึ้นในระหว่างวัน

68. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

ดูดซับรังสีภาคพื้นดินและส่งกำลังมา
การแผ่รังสีสู่พื้นผิวโลก บรรยากาศ
ส่วนใหญ่จะลดการระบายความร้อนของหลังใน
เวลากลางคืน
ในระหว่างวัน การป้องกันความร้อนของโลกได้เพียงเล็กน้อย
พื้นผิวโดยรังสีดวงอาทิตย์
นี่คืออิทธิพลของบรรยากาศที่มีต่อระบบการระบายความร้อนของโลก
พื้นผิวเรียกว่าปรากฏการณ์เรือนกระจก
เนื่องจากการเปรียบเทียบภายนอกกับการกระทำของแว่นตา
เรือนกระจก

69. การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ

โดยทั่วไปแล้ว พื้นผิวโลกเป็นตัวกลาง
ละติจูดสูญเสียประสิทธิภาพ
รังสีประมาณครึ่งหนึ่ง
ปริมาณความร้อนที่เธอได้รับ
จากรังสีดูดกลืน

70. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

ความแตกต่างระหว่างรังสีดูดกลืนกับสมดุลรังสีของพื้นผิวโลก เมื่อมีหิมะปกคลุม ความสมดุลของรังสี
ไปที่ค่าบวกที่ความสูงเท่านั้น
ดวงอาทิตย์อยู่ที่ประมาณ 20-25 °เนื่องจากมีหิมะตกขนาดใหญ่
การดูดกลืนรังสีทั้งหมดมีขนาดเล็ก
ในระหว่างวัน ความสมดุลของรังสีจะเพิ่มขึ้นตามระดับความสูงที่เพิ่มขึ้น
ดวงอาทิตย์และลดลงตามการลดลง
ในเวลากลางคืนเมื่อไม่มีรังสีทั้งหมด
ความสมดุลของรังสีติดลบคือ
รังสีที่มีประสิทธิภาพ
ดังนั้นจึงมีการเปลี่ยนแปลงเล็กน้อยในตอนกลางคืน เว้นแต่
สภาพเมฆยังคงเหมือนเดิม

76. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

ค่าเที่ยงเฉลี่ย
ความสมดุลของรังสีในมอสโก:
ในฤดูร้อนที่มีท้องฟ้าแจ่มใส - 0.51 kW / m2
ในฤดูหนาวท้องฟ้าแจ่มใส - 0.03 kW / m2
ฤดูร้อนภายใต้สภาวะปกติ
ความขุ่น - 0.3 kW / m2
ฤดูหนาวภายใต้สภาวะปกติ
เมฆปกคลุมประมาณ 0 กิโลวัตต์ต่อตารางเมตร

77.

78.

79. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก

ความสมดุลของรังสีถูกกำหนดโดยเครื่องวัดสมดุล
มีจานรับสีดำด้านหนึ่ง
ชี้ขึ้นไปบนฟ้า
และอื่น ๆ - ลงไปที่พื้นผิวโลก
ความแตกต่างในการทำความร้อนแผ่นช่วยให้
กำหนดมูลค่าสมดุลรังสี
ในเวลากลางคืนก็เท่ากับค่าประสิทธิผล
รังสี

80. การแผ่รังสีสู่อวกาศ

รังสีส่วนใหญ่มาจากพื้นผิวโลก
ซึมซับในบรรยากาศ
เฉพาะในช่วงความยาวคลื่น 8.5-11 ไมครอนผ่าน
บรรยากาศในอวกาศโลก
จำนวนเงินที่ส่งออกนี้เป็นเพียง 10% ของ
การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์สู่ขอบบรรยากาศ
แต่นอกจากนั้นบรรยากาศเองยังแผ่กระจายสู่โลก
พื้นที่ประมาณ 55% ของพลังงานจากที่เข้ามา
รังสีดวงอาทิตย์,
กล่าวคือ ใหญ่กว่าพื้นผิวโลกหลายเท่า

81. การแผ่รังสีสู่อวกาศโลก

รังสีจากชั้นล่างของบรรยากาศถูกดูดกลืนเข้า
เลเยอร์ที่วางอยู่ของมัน
แต่เมื่อคุณเคลื่อนตัวออกจากพื้นผิวโลก เนื้อหา
ไอน้ำ, ตัวดูดซับรังสีหลัก,
ลดลงและต้องการชั้นอากาศที่หนาขึ้นเรื่อย ๆ
เพื่อดูดซับรังสีที่มาจาก
เลเยอร์พื้นฐาน
เริ่มต้นจากความสูงของไอน้ำโดยทั่วไป
ไม่เพียงพอที่จะดูดซับรังสีทั้งหมด
มาจากเบื้องล่างและจากชั้นบนนี้
รังสีบรรยากาศจะเข้าสู่โลก
ช่องว่าง.
การคำนวณแสดงว่าการแผ่รังสีที่รุนแรงที่สุดใน
ชั้นอวกาศของบรรยากาศอยู่ที่ระดับความสูง 6-10 กม.

82. การแผ่รังสีสู่อวกาศโลก

การแผ่รังสีคลื่นยาวของพื้นผิวโลกและ
ชั้นบรรยากาศที่เข้าสู่อวกาศเรียกว่า
รังสีที่ส่งออก
ประมาณ 65 ยูนิต ถ้าเราเหมา 100 ยูนิต
การไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์สู่ชั้นบรรยากาศ ร่วมกับ
สะท้อนและกระจัดกระจาย สุริยะคลื่นสั้น
รังสีที่เล็ดลอดออกจากบรรยากาศใน
จำนวนประมาณ 35 หน่วย (ดาวเคราะห์อัลเบโดของโลก)
รังสีที่ส่งออกนี้ชดเชยการไหลเข้าของแสงอาทิตย์
การแผ่รังสีสู่พื้นโลก
ดังนั้น โลกพร้อมกับชั้นบรรยากาศจึงสูญเสีย
ให้มากที่สุดเท่าที่ได้รับรังสี เช่น
อยู่ในสภาวะรัศมี (รังสี)
สมดุล.

83. ความสมดุลของรังสี

Qincoming = Qoutput
Qincoming \u003d I * S ประมาณการ * (1-A)
σ
1/4
ท =
กระแส Q = S โลก * * T4
T=
0
252K

84. ค่าคงที่ทางกายภาพ

I - ค่าคงที่พลังงานแสงอาทิตย์ - 1378 W/m2
อาร์(เอิร์ธ) - 6367 กม.
A - อัลเบโดเฉลี่ยของโลก - 0.33
Σ - ค่าคงที่ Stefan-Boltzmann -5.67 * 10 -8
W/m2K4

การถอดเสียง

1 ระบบความร้อนของบรรยากาศและพื้นผิวโลก

2 สมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก รังสีทั้งหมดและการแผ่รังสีที่เคาน์เตอร์ของบรรยากาศเข้าสู่พื้นผิวโลก พวกมันถูกดูดซับโดยพื้นผิวนั่นคือพวกมันไปทำให้ชั้นบนของดินและน้ำร้อน ในขณะเดียวกัน พื้นผิวโลกเองก็แผ่รังสีและสูญเสียความร้อนไปในกระบวนการ

3 พื้นผิวโลก (พื้นผิวที่ทำงานอยู่ พื้นผิวด้านล่าง) ได้แก่ พื้นผิวดินหรือน้ำ (พืชพรรณ หิมะ น้ำแข็งปกคลุม) รับและสูญเสียความร้อนอย่างต่อเนื่องในรูปแบบต่างๆ ผ่านพื้นผิวโลก ความร้อนจะถูกถ่ายเทขึ้นสู่ชั้นบรรยากาศและลงสู่ดินหรือน้ำ ในช่วงเวลาใดก็ตาม ความร้อนปริมาณเท่ากันจะขึ้นและลงจากพื้นผิวโลกเมื่อได้รับจากด้านบนและด้านล่างในช่วงเวลานี้ หากเป็นอย่างอื่น กฎการอนุรักษ์พลังงานจะไม่เป็นจริง: จำเป็นต้องสันนิษฐานว่าพลังงานเกิดขึ้นหรือหายไปบนพื้นผิวโลก ผลรวมเชิงพีชคณิตของอินพุตและเอาต์พุตความร้อนทั้งหมดบนพื้นผิวโลกควรเท่ากับศูนย์ ซึ่งแสดงโดยสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลก

4 สมการสมดุลความร้อน ในการเขียนสมการสมดุลความร้อน ขั้นแรก เรารวมรังสีที่ถูกดูดซับ Q (1- A) และการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ Eef = Ez - Ea เป็นสมดุลของรังสี: B=S +D R + Ea Ez หรือ B= Q (1 - A) - อีฟ

5 ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก - นี่คือความแตกต่างระหว่างรังสีที่ถูกดูดกลืน (รังสีทั้งหมดลบด้วยแสงสะท้อน) และการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพ (การแผ่รังสีของพื้นผิวโลกลบการแผ่รังสีตอบโต้) B=S +D R + Ea Ez B=Q(1-A)- Eef 0 ดังนั้น V= - Eeff

6 1) การมาถึงของความร้อนจากอากาศหรือการปล่อยสู่อากาศโดยการนำความร้อนเราหมายถึง P 2) รายได้หรือการบริโภคเดียวกันโดยการแลกเปลี่ยนความร้อนกับชั้นดินหรือน้ำลึกเราจะเรียก ก. 3) การสูญเสีย ของความร้อนระหว่างการระเหยหรือการมาถึงระหว่างการควบแน่นบนพื้นผิวโลก เราแสดงว่า LE โดยที่ L คือความร้อนจำเพาะของการกลายเป็นไอ และ E คือการระเหย/ควบแน่น (มวลของน้ำ) จากนั้นสมการสมดุลความร้อนของพื้นผิวโลกจะถูกเขียนดังนี้: B \u003d P + A + LE สมการสมดุลความร้อนหมายถึงพื้นที่หน่วยของพื้นผิวแอคทีฟ สมาชิกทั้งหมดเป็นพลังงานไหลเวียน พวกเขามี ขนาดของ W / m 2

7 ความหมายของสมการคือสมดุลการแผ่รังสีบนพื้นผิวโลกมีความสมดุลโดยการถ่ายเทความร้อนแบบไม่แผ่รังสี สมการนี้ใช้ได้ในช่วงเวลาใดเวลาหนึ่ง รวมทั้งหลายปีด้วย

8 องค์ประกอบสมดุลความร้อนของระบบชั้นบรรยากาศโลก ที่ได้รับจากดวงอาทิตย์ ที่ปล่อยออกมาจากพื้นผิวโลก

9 ตัวเลือกสมดุลความร้อน Q สมดุลการแผ่รังสี LE การสูญเสียความร้อนจากการระเหย H ฟลักซ์ความร้อนที่ปั่นป่วนจาก (เข้าสู่) บรรยากาศจากพื้นผิวด้านล่าง G - ฟลักซ์ความร้อนเข้าสู่ (จาก) ความลึกของดิน

10 การมาถึงและการบริโภค B=Q(1-A)-Eef B= P+A+LE Q(1-A)- ฟลักซ์การแผ่รังสีของดวงอาทิตย์ที่สะท้อนบางส่วน แทรกซึมลึกเข้าไปในชั้นแอกทีฟจนถึงระดับความลึกต่างๆ และทำให้ร้อนตลอดเวลา การแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพมักจะทำให้พื้นผิวเย็นลง การระเหยของอากาศ Eeff ยังทำให้พื้นผิวเย็นลงเสมอ LE การไหลของความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศ Р ทำให้พื้นผิวเย็นลงในระหว่างวันที่อากาศร้อนกว่าอากาศ แต่จะทำให้อบอุ่นในเวลากลางคืนเมื่อบรรยากาศอบอุ่นกว่าพื้นผิวโลก ความร้อนไหลลงสู่ดิน A ขจัดความร้อนส่วนเกินในตอนกลางวัน (ทำให้พื้นผิวเย็นลง) แต่นำความร้อนที่หายไปจากส่วนลึกในตอนกลางคืน

11 อุณหภูมิเฉลี่ยรายปีของพื้นผิวโลกและชั้นแอกทีฟจะแตกต่างกันเล็กน้อยในแต่ละปี ในแต่ละวันและในแต่ละปี อุณหภูมิเฉลี่ยของชั้นแอคทีฟและพื้นผิวโลกจะแตกต่างกันเล็กน้อยในทุกที่ ซึ่งหมายความว่าในตอนกลางวัน ความร้อนเกือบจะเข้าสู่ส่วนลึกของดินหรือน้ำในตอนกลางวันมากพอๆ กับที่ปล่อยทิ้งไว้ในตอนกลางคืน แต่ถึงกระนั้น ในช่วงฤดูร้อน ความร้อนจะลดลงมากกว่าที่มาจากด้านล่างเล็กน้อย ดังนั้นชั้นดินและน้ำและพื้นผิวของพวกมันจึงได้รับความร้อนทุกวัน ในฤดูหนาวกระบวนการย้อนกลับจะเกิดขึ้น การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลของความร้อนที่ป้อนเข้าและส่งออกในดินและน้ำเกือบจะสมดุลตลอดปี และอุณหภูมิเฉลี่ยรายปีของพื้นผิวโลกและชั้นแอกทีฟจะแตกต่างกันเล็กน้อยในแต่ละปี

12 พื้นผิวที่อยู่เบื้องล่างคือพื้นผิวโลกที่มีปฏิสัมพันธ์โดยตรงกับชั้นบรรยากาศ

13 Active surface ประเภทของการถ่ายเทความร้อนของพื้นผิวแอคทีฟ นี่คือพื้นผิวของดิน พืช และชนิดอื่น ๆ ของพื้นดินและพื้นผิวมหาสมุทร (น้ำ) ซึ่งดูดซับและปล่อยความร้อน มันควบคุมระบอบความร้อนของร่างกายเองและ ชั้นอากาศที่อยู่ติดกัน (ชั้นผิว)

14 ค่าโดยประมาณของพารามิเตอร์คุณสมบัติทางความร้อนของชั้นแอกทีฟของสาร Earth ความหนาแน่น Kg / m 3 ความจุความร้อน J / (kg K) การนำความร้อน W / (m K) อากาศ 1.02 น้ำ 63 น้ำแข็ง 5 หิมะ , 11 ไม้, 0 ทราย, 25 หิน, 0

15 โลกร้อนขึ้นอย่างไร: การนำความร้อนเป็นการถ่ายเทความร้อนประเภทหนึ่ง

16 กลไกการนำความร้อน (การถ่ายเทความร้อนลึกเข้าไปในร่างกาย) การนำความร้อนเป็นหนึ่งในประเภทของการถ่ายเทความร้อนจากส่วนต่างๆ ของร่างกายที่มีความร้อนมากขึ้นไปยังส่วนที่ให้ความร้อนน้อยกว่า นำไปสู่การปรับสมดุลของอุณหภูมิ ในเวลาเดียวกัน พลังงานจะถูกถ่ายโอนในร่างกายจากอนุภาค (โมเลกุล อะตอม อิเล็กตรอน) ที่มีพลังงานสูงกว่าไปยังอนุภาคที่มีพลังงานต่ำกว่า การไหล q เป็นสัดส่วนกับ grad T นั่นคือโดยที่ λ คือสัมประสิทธิ์การนำความร้อนหรือง่ายๆ ค่าการนำความร้อนไม่ขึ้นกับเกรด T λ ขึ้นอยู่กับสถานะของการรวมตัวของสาร (ดูตาราง) โครงสร้างอะตอมและโมเลกุล อุณหภูมิและความดัน องค์ประกอบ (ในกรณีของส่วนผสมหรือสารละลาย) เป็นต้น ฟลักซ์ความร้อน ลงไปในดิน ในสมการสมดุลความร้อน นี่คือ A G T c z

17 การถ่ายเทความร้อนสู่ดินเป็นไปตามกฎของค่าการนำความร้อนฟูริเยร์ (1 และ 2) 1) ระยะเวลาผันผวนของอุณหภูมิไม่เปลี่ยนแปลงตามความลึก 2) แอมพลิจูดของความผันผวนจะสลายตัวแบบทวีคูณตามความลึก

18 การแพร่กระจายของความร้อนสู่ดิน ยิ่งความหนาแน่นและความชื้นของดินมากเท่าใด ก็ยิ่งนำความร้อนได้ดีกว่าเท่านั้น การแพร่กระจายไปยังความลึกได้เร็วยิ่งขึ้น และความผันผวนของอุณหภูมิก็จะยิ่งแทรกซึมลึกเข้าไป แต่โดยไม่คำนึงถึงชนิดของดิน ช่วงเวลาของความผันผวนของอุณหภูมิจะไม่เปลี่ยนแปลงตามความลึก ซึ่งหมายความว่าไม่เพียงแต่บนพื้นผิวเท่านั้น แต่ในระดับความลึกด้วย ยังมีหลักสูตรรายวันที่มีระยะเวลา 24 ชั่วโมงระหว่างค่าสูงสุดหรือต่ำสุดที่ต่อเนื่องกันสองครั้ง และหลักสูตรประจำปีที่มีระยะเวลา 12 เดือน

19 การก่อตัวของอุณหภูมิในชั้นดินตอนบน (สิ่งที่เครื่องวัดอุณหภูมิแบบข้อเหวี่ยงแสดง) แอมพลิจูดของความผันผวนลดลงแบบทวีคูณ ต่ำกว่าระดับความลึกที่กำหนด (ประมาณ ซม. ซม.) อุณหภูมิแทบจะไม่เปลี่ยนแปลงในระหว่างวัน

20 การแปรผันของอุณหภูมิผิวดินในแต่ละวันและรายปี อุณหภูมิบนผิวดินจะแปรผันในแต่ละวัน โดยสังเกตจากอุณหภูมิต่ำสุดประมาณครึ่งชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น เมื่อถึงเวลานี้ ความสมดุลของการแผ่รังสีของผิวดินจะเท่ากับศูนย์ การถ่ายเทความร้อนจากชั้นบนของดินโดยการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพจะสมดุลด้วยการไหลเข้าของรังสีทั้งหมดที่เพิ่มขึ้น การแลกเปลี่ยนความร้อนแบบไม่แผ่รังสีในขณะนี้มีเพียงเล็กน้อย จากนั้นอุณหภูมิบนผิวดินจะเพิ่มขึ้นเป็นชั่วโมง เมื่อถึงระดับสูงสุดในแต่ละวัน หลังจากนั้นอุณหภูมิจะเริ่มลดลง ความสมดุลของรังสีในช่วงบ่ายยังคงเป็นบวก อย่างไรก็ตาม ในช่วงกลางวัน ความร้อนจะถูกปลดปล่อยจากชั้นดินชั้นบนสู่ชั้นบรรยากาศ ไม่เพียงผ่านการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพเท่านั้น แต่ยังรวมถึงการนำความร้อนที่เพิ่มขึ้นรวมถึงการระเหยของน้ำอีกด้วย การถ่ายเทความร้อนสู่ความลึกของดินยังดำเนินต่อไป ดังนั้นอุณหภูมิบนผิวดินจึงลดลงจากชั่วโมงสู่ระดับต่ำสุดในช่วงเช้า

21 การแปรผันของอุณหภูมิในดินในแต่ละวันที่ระดับความลึกต่างกัน แอมพลิจูดของความผันผวนจะลดลงตามความลึก ดังนั้นหากบนพื้นผิว แอมพลิจูดรายวันคือ 30 และที่ความลึก 20 ซม. - 5 จากนั้นที่ความลึก 40 ซม. มันจะน้อยกว่า 1 แล้ว ที่ระดับความลึกค่อนข้างตื้น แอมพลิจูดรายวันจะลดลงเป็นศูนย์ ที่ระดับความลึกนี้ (ประมาณ ซม.) ชั้นของอุณหภูมิคงที่ในแต่ละวันจะเริ่มขึ้น พาฟลอฟสค์, พ.ค. แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีจะลดลงตามความลึกตามกฎหมายเดียวกัน อย่างไรก็ตาม ความผันผวนประจำปีแพร่กระจายไปสู่ระดับลึกมากขึ้น ซึ่งค่อนข้างเข้าใจได้: มีเวลามากขึ้นสำหรับการขยายพันธุ์ แอมพลิจูดของความผันผวนประจำปีลดลงเป็นศูนย์ที่ความลึกประมาณ 30 ม. ในละติจูดขั้วโลก ประมาณ 10 ม. ในละติจูดกลาง และประมาณ 10 ม. ในเขตร้อน (โดยที่แอมพลิจูดประจำปีบนผิวดินต่ำกว่าใน ละติจูดกลาง) ที่ระดับความลึกเหล่านี้เริ่มต้น ชั้นของอุณหภูมิประจำปีคงที่ วัฏจักรรายวันในดินลดทอนด้วยความลึกของแอมพลิจูดและเฟสล่าช้าขึ้นอยู่กับความชื้นของดิน: สูงสุดเกิดขึ้นในตอนเย็นบนบกและในเวลากลางคืนในน้ำ (เช่นเดียวกันกับขั้นต่ำในตอนเช้าและตอนบ่าย)

22 กฎการนำความร้อนฟูริเยร์ (3) 3) การหน่วงเฟสการแกว่งจะเพิ่มขึ้นเป็นเส้นตรงตามความลึก เวลาเริ่มต้นของอุณหภูมิสูงสุดกะสัมพันธ์กับชั้นที่สูงขึ้นไปหลายชั่วโมง (ในตอนเย็นและกลางคืน)

23 กฎฟูริเยร์ที่สี่ ความลึกของชั้นของอุณหภูมิคงที่รายวันและรายปีสัมพันธ์กันในฐานะรากที่สองของคาบการแกว่ง กล่าวคือ 1: 365 ซึ่งหมายความว่าความลึกที่การสั่นรายปีลดลงคือ 19 มากกว่าความลึกที่ผันผวนในแต่ละวัน และกฎข้อนี้ ก็เหมือนกับกฎอื่นๆ ของฟูริเยร์ ที่ได้รับการยืนยันจากการสังเกตเป็นอย่างดี

24 การก่อตัวของอุณหภูมิในชั้นดินที่ใช้งานอยู่ทั้งหมด (สิ่งที่แสดงโดยเทอร์โมมิเตอร์ไอเสีย) 1. ระยะเวลาของความผันผวนของอุณหภูมิไม่เปลี่ยนแปลงตามความลึก 2. อุณหภูมิต่ำกว่าระดับความลึกหนึ่งปีจะไม่เปลี่ยนแปลง 3. ความลึกของการแพร่กระจายของความผันผวนประจำปีนั้นมากกว่าความผันผวนรายวันประมาณ 19 เท่า

25 การแทรกซึมของอุณหภูมิผันผวนลึกลงไปในดินตามแบบจำลองการนำความร้อน

26 . ความแปรผันของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวันบนผิวดิน (P) และในอากาศที่ความสูง 2 ม. (V) Pavlovsk, มิถุนายน อุณหภูมิสูงสุดบนผิวดินมักจะสูงกว่าในอากาศที่ความสูงของบูธอุตุนิยมวิทยา เป็นเรื่องที่เข้าใจได้: ในระหว่างวันรังสีดวงอาทิตย์ทำให้ดินร้อนเป็นหลักและอากาศก็ร้อนขึ้น

หลักสูตรอุณหภูมิดินประจำปี 27 แน่นอนว่าอุณหภูมิของพื้นผิวดินก็เปลี่ยนแปลงไปทุกปีเช่นกัน ในละติจูดเขตร้อน แอมพลิจูดประจำปี กล่าวคือ ความแตกต่างของอุณหภูมิเฉลี่ยระยะยาวของเดือนที่ร้อนที่สุดและเย็นที่สุดของปีนั้นมีขนาดเล็กและเพิ่มขึ้นตามละติจูด ในซีกโลกเหนือที่ละติจูด 10 ประมาณ 3 ที่ละติจูด 30 ประมาณ 10 ที่ละติจูด 50 ค่าเฉลี่ยประมาณ 25

28 ความผันผวนของอุณหภูมิในดินลดทอนด้วยความลึกของแอมพลิจูดและความล่าช้าในเฟส การเลื่อนสูงสุดของฤดูใบไม้ร่วง และค่าต่ำสุดถึงฤดูใบไม้ผลิ ค่าสูงสุดและค่าต่ำสุดประจำปีจะล่าช้าเป็นวันสำหรับความลึกแต่ละเมตร ความแปรปรวนของอุณหภูมิในดินประจำปีที่ระดับความลึกต่างกันตั้งแต่ 3 ถึง 753 ซม. ในคาลินินกราด ในละติจูดเขตร้อน แอมพลิจูดประจำปี กล่าวคือ ความแตกต่างของอุณหภูมิเฉลี่ยระยะยาวของเดือนที่ร้อนที่สุดและเย็นที่สุดของปีนั้นมีขนาดเล็กและเพิ่มขึ้นตามละติจูด ในซีกโลกเหนือที่ละติจูด 10 ประมาณ 3 ที่ละติจูด 30 ประมาณ 10 ที่ละติจูด 50 ค่าเฉลี่ยประมาณ 25

29 วิธีความร้อนไอโซเพิล แสดงคุณลักษณะทั้งหมดของความแปรผันของอุณหภูมิทั้งในเวลาและความลึก (ในจุดเดียว) ทางสายตา ตัวอย่างการแปรผันประจำปีและความแปรผันรายวัน ไอโซเพลตของการแปรผันของอุณหภูมิประจำปีในดินในทบิลิซี

30 หลักสูตรอุณหภูมิอากาศรายวันของชั้นผิวโลก อุณหภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงในเส้นทางรายวันตามอุณหภูมิของพื้นผิวโลก เนื่องจากอากาศได้รับความร้อนและเย็นจากพื้นผิวโลก แอมพลิจูดของการแปรผันของอุณหภูมิรายวันในตู้อุตุนิยมวิทยาจึงน้อยกว่าบนพื้นผิวดินโดยเฉลี่ยประมาณหนึ่งในสาม อุณหภูมิอากาศที่เพิ่มขึ้นเริ่มต้นด้วยอุณหภูมิดินที่เพิ่มขึ้น (ในอีก 15 นาทีต่อมา) ในตอนเช้าหลังพระอาทิตย์ขึ้น ในเวลาไม่กี่ชั่วโมงอุณหภูมิของดินเริ่มลดลงอย่างที่เราทราบ ในเวลาไม่กี่ชั่วโมง อุณหภูมิของอากาศจะเท่ากัน นับจากนั้นเป็นต้นมา อุณหภูมิดินที่ลดลงอีก อุณหภูมิของอากาศก็เริ่มลดลงด้วย ดังนั้น อุณหภูมิต่ำสุดในเส้นทางรายวันของอุณหภูมิอากาศใกล้พื้นผิวโลกจึงเท่ากับช่วงเวลาหลังพระอาทิตย์ขึ้นได้ไม่นาน และค่าสูงสุดคือชั่วโมง

32 ความแตกต่างในระบบการปกครองความร้อนของดินและแหล่งน้ำ ลักษณะความร้อนและความร้อนของชั้นผิวดินและชั้นบนของแหล่งน้ำมีความแตกต่างกันอย่างมาก ในดิน ความร้อนจะถูกกระจายในแนวตั้งโดยการนำความร้อนระดับโมเลกุล และในน้ำที่เคลื่อนที่เบา ๆ ก็เช่นกันโดยการผสมชั้นน้ำอย่างปั่นป่วน ซึ่งมีประสิทธิภาพมากกว่ามาก ความปั่นป่วนในแหล่งน้ำมีสาเหตุหลักมาจากคลื่นและกระแสน้ำ แต่ในเวลากลางคืนและในฤดูหนาว การพาความร้อนก็เข้าร่วมกับความปั่นป่วนเช่นนี้ด้วย: น้ำเย็นบนพื้นผิวจะจมลงเนื่องจากความหนาแน่นที่เพิ่มขึ้น และถูกแทนที่ด้วยน้ำอุ่นจากชั้นล่าง

33 ลักษณะของอุณหภูมิของแหล่งน้ำที่เกี่ยวข้องกับสัมประสิทธิ์ขนาดใหญ่ของการถ่ายเทความร้อนแบบปั่นป่วน ความผันผวนรายวันและรายปีในน้ำจะทะลุทะลวงไปยังระดับความลึกที่มากกว่าในดินมาก แอมพลิจูดของอุณหภูมิมีขนาดเล็กกว่ามากและเกือบจะเท่ากันใน UML ของทะเลสาบและทะเล ฟลักซ์ความร้อนใน ชั้นน้ำที่ใช้งานอยู่หลายครั้งในดิน

34 ความผันผวนรายวันและรายปี ด้วยเหตุนี้ อุณหภูมิของน้ำที่ผันผวนในแต่ละวันจึงขยายไปถึงระดับความลึกประมาณสิบเมตร และในดินเหลือน้อยกว่าหนึ่งเมตร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีในน้ำขยายได้ถึงระดับความลึกหลายร้อยเมตร และในดินเพียง m ดังนั้นความร้อนที่มาถึงผิวน้ำในระหว่างวันและฤดูร้อนจะแทรกซึมลึกพอสมควรและทำให้ความหนามาก ของน้ำ. อุณหภูมิของชั้นบนและพื้นผิวของน้ำนั้นเพิ่มขึ้นเล็กน้อยในเวลาเดียวกัน ในดิน ความร้อนที่เข้ามาจะกระจายเป็นชั้นบนบางๆ ซึ่งได้รับความร้อนสูง การแลกเปลี่ยนความร้อนกับชั้นที่ลึกกว่าในสมการสมดุลความร้อน "A" สำหรับน้ำมีค่ามากกว่าสำหรับดิน และการไหลของความร้อนสู่ชั้นบรรยากาศ "P" (ความปั่นป่วน) จะลดลงตามลำดับ ในเวลากลางคืนและในฤดูหนาว น้ำจะสูญเสียความร้อนจากชั้นผิวน้ำ แต่ความร้อนสะสมมาจากชั้นที่อยู่เบื้องล่างแทนที่จะเป็นความร้อน ดังนั้นอุณหภูมิที่ผิวน้ำจึงลดลงอย่างช้าๆ บนพื้นผิวดิน อุณหภูมิจะลดลงอย่างรวดเร็วในระหว่างการปล่อยความร้อน: ความร้อนที่สะสมในชั้นบนบาง ๆ จะปล่อยทิ้งไว้อย่างรวดเร็วโดยไม่ถูกเติมจากด้านล่าง

35 แผนที่ของการถ่ายเทความร้อนปั่นป่วนของบรรยากาศและพื้นผิวด้านล่างได้รับ

36 ในมหาสมุทรและทะเล การระเหยยังมีบทบาทในการผสมกันของชั้นต่างๆ และการถ่ายเทความร้อนที่เกี่ยวข้อง ด้วยการระเหยอย่างมีนัยสำคัญจากผิวน้ำทะเล ชั้นบนของน้ำจะมีรสเค็มและหนาแน่นมากขึ้น อันเป็นผลมาจากการที่น้ำจมจากพื้นผิวสู่ระดับความลึก นอกจากนี้ รังสีจะแทรกซึมลึกลงไปในน้ำเมื่อเทียบกับดิน ในที่สุด ความจุความร้อนของน้ำมีมากเมื่อเปรียบเทียบกับดิน และความร้อนในปริมาณเท่ากันทำให้มวลน้ำร้อนจนถึงอุณหภูมิที่ต่ำกว่ามวลดินเดียวกัน ความจุความร้อน - ปริมาณความร้อนที่ร่างกายดูดซับเมื่อถูกความร้อน 1 องศา (เซลเซียส) หรือปล่อยเมื่อเย็นลง 1 องศา (เซลเซียส) หรือความสามารถของวัสดุในการสะสมพลังงานความร้อน

37 เนื่องจากความแตกต่างในการกระจายความร้อน: 1. ในช่วงฤดูร้อน น้ำจะสะสมความร้อนจำนวนมากในชั้นน้ำที่มีความหนาเพียงพอ ซึ่งถูกปล่อยสู่ชั้นบรรยากาศในฤดูหนาว 2. ในช่วงฤดูร้อน ดินจะปล่อยความร้อนส่วนใหญ่ที่ได้รับในตอนกลางคืนในตอนกลางคืน และสะสมเพียงเล็กน้อยในฤดูหนาว จากความแตกต่างเหล่านี้ อุณหภูมิอากาศในทะเลจึงลดลงในฤดูร้อนและสูงกว่าในฤดูหนาวในฤดูหนาว ในละติจูดกลาง ในช่วงครึ่งปีที่อบอุ่น ความร้อน 1.5-3 กิโลแคลอรีจะสะสมอยู่ในดินต่อตารางเซนติเมตรของพื้นผิว ในสภาพอากาศหนาวเย็น ดินจะปล่อยความร้อนนี้สู่ชั้นบรรยากาศ ค่า ±1.5 3 kcal / cm2 ต่อปี คือ วัฏจักรความร้อนประจำปีของดิน

38 แอมพลิจูดของการแปรผันของอุณหภูมิประจำปีกำหนดสภาพภูมิอากาศของทวีปหรือทะเล แผนที่ของแอมพลิจูดของการแปรผันของอุณหภูมิประจำปีใกล้พื้นผิวโลก

39 ตำแหน่งของสถานที่ที่สัมพันธ์กับแนวชายฝั่งส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อระบอบอุณหภูมิ ความชื้น ความขุ่น ปริมาณน้ำฝน และตัวกำหนดระดับของทวีปของสภาพอากาศ

40 ภูมิอากาศแบบคอนติเนนทัล คอนติเนนทัลของภูมิอากาศคือชุดของลักษณะเฉพาะของภูมิอากาศ ซึ่งกำหนดโดยอิทธิพลของทวีปที่มีต่อกระบวนการก่อตัวภูมิอากาศ ในสภาพอากาศเหนือทะเล (ภูมิอากาศทางทะเล) แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศรายปีขนาดเล็กจะถูกสังเกตเมื่อเปรียบเทียบกับสภาพอากาศแบบทวีปบนพื้นดินที่มีแอมพลิจูดอุณหภูมิรายปีขนาดใหญ่

41 ความแปรผันประจำปีของอุณหภูมิอากาศที่ละติจูด 62 N: ในหมู่เกาะแฟโรและยาคุตสค์สะท้อนตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ของจุดเหล่านี้: ในกรณีแรก - ใกล้ชายฝั่งตะวันตกของยุโรปในวินาที - ในภาคตะวันออกของเอเชีย

42 แอมพลิจูดเฉลี่ยต่อปีในทอร์ชาว์น 8 ในยาคุตสค์ 62 ค. ในทวีปยูเรเซียพบว่าแอมพลิจูดประจำปีเพิ่มขึ้นในทิศทางจากตะวันตกไปตะวันออก

43 ยูเรเซีย - ทวีปที่มีการกระจายภูมิอากาศแบบทวีปมากที่สุด ภูมิอากาศประเภทนี้เป็นเรื่องปกติสำหรับภูมิภาคชั้นในของทวีป ภูมิอากาศแบบทวีปมีความโดดเด่นในส่วนสำคัญของอาณาเขตของรัสเซีย ยูเครน เอเชียกลาง (คาซัคสถาน อุซเบกิสถาน ทาจิกิสถาน) จีนใน มองโกเลีย พื้นที่ภายในของสหรัฐอเมริกาและแคนาดา ภูมิอากาศแบบทวีปนำไปสู่การก่อตัวของสเตปป์และทะเลทราย เนื่องจากความชื้นของทะเลและมหาสมุทรส่วนใหญ่ไม่สามารถเข้าถึงพื้นที่ภายในประเทศ

ดัชนีทวีป 44 เป็นลักษณะเชิงตัวเลขของทวีปภูมิอากาศ มีตัวเลือกมากมายสำหรับ I K ซึ่งขึ้นอยู่กับฟังก์ชันหนึ่งของแอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศประจำปี A: ตาม Gorchinsky ตาม Konrad ตาม Zenker ตาม Khromov มีดัชนีที่สร้างขึ้นจากพื้นที่อื่น ตัวอย่างเช่น อัตราส่วนของความถี่ของการเกิดขึ้นของมวลอากาศในทวีปต่อความถี่ของมวลอากาศในทะเลได้รับการเสนอเป็น IC L. G. Polozova เสนอให้แยกลักษณะทวีปสำหรับเดือนมกราคมและกรกฎาคมโดยสัมพันธ์กับทวีปที่ยิ่งใหญ่ที่สุดตามละติจูดที่กำหนด หลังนี้ถูกกำหนดจากความผิดปกติของอุณหภูมิ . . Ivanov เสนอให้ I.K. เป็นฟังก์ชันของละติจูด แอมพลิจูดอุณหภูมิรายปีและรายวัน และการขาดดุลความชื้นในเดือนที่วิเศษสุด

ดัชนีทวีป 45 ขนาดของแอมพลิจูดประจำปีของอุณหภูมิอากาศขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์ ที่ละติจูดต่ำ แอมพลิจูดอุณหภูมิรายปีจะน้อยกว่าเมื่อเปรียบเทียบกับละติจูดสูง บทบัญญัตินี้นำไปสู่ความจำเป็นในการยกเว้นอิทธิพลของละติจูดที่มีต่อแอมพลิจูดประจำปี สำหรับสิ่งนี้ มีการเสนอตัวบ่งชี้ต่างๆ ของความแปรปรวนของสภาพอากาศ ซึ่งแสดงเป็นฟังก์ชันของแอมพลิจูดและละติจูดของอุณหภูมิประจำปี สูตร L. Gorchinsky โดยที่ A คือแอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปี ทวีปเฉลี่ยเหนือมหาสมุทรคือศูนย์ และสำหรับ Verkhoyansk คือ 100

47 ทะเลและทวีป พื้นที่ภูมิอากาศทางทะเลที่มีอากาศอบอุ่นมีลักษณะเป็นฤดูหนาวที่ค่อนข้างอบอุ่น (จาก -8 C ถึง 0 C) ฤดูร้อนที่เย็นสบาย (+16 C) และปริมาณน้ำฝนสูง (มากกว่า 800 มม.) ซึ่งลดลงอย่างสม่ำเสมอตลอดทั้งปี ภูมิอากาศแบบภาคพื้นทวีปที่มีอากาศอบอุ่นมีลักษณะเฉพาะโดยอุณหภูมิอากาศผันผวนตั้งแต่ -8 C ในเดือนมกราคม ถึง +18 C ในเดือนกรกฎาคม ปริมาณน้ำฝนที่นี่มากกว่ามิลลิเมตร ซึ่งส่วนใหญ่ตกลงมาในฤดูร้อน พื้นที่ภูมิอากาศแบบทวีปมีลักษณะที่อุณหภูมิต่ำกว่าในฤดูหนาว (ลดลงถึง -20 C) และมีฝนน้อย (ประมาณ 600 มม.) ในสภาพอากาศแบบทวีปที่มีอากาศอบอุ่นค่อนข้างเย็น ฤดูหนาวจะยิ่งเย็นลงจนถึง -40 C และปริมาณฝนจะน้อยกว่ามิลลิเมตรด้วยซ้ำ

48 อุณหภูมิสุดขั้ว สูงถึง +55 และสูงถึง +80 ในทะเลทราย ในช่วงฤดูร้อนบนพื้นผิวดินเปล่าในภูมิภาคมอสโก ในทางตรงกันข้ามอุณหภูมิกลางคืนต่ำสุดนั้นต่ำกว่าบนผิวดินมากกว่าในอากาศเพราะอย่างแรกเลยดินถูกทำให้เย็นลงโดยการแผ่รังสีที่มีประสิทธิภาพและอากาศก็เย็นลงแล้ว ในฤดูหนาวในภูมิภาคมอสโก อุณหภูมิบนพื้นผิวในเวลากลางคืน (ขณะนี้ปกคลุมด้วยหิมะ) อาจลดลงต่ำกว่า 50 ในฤดูร้อน (ยกเว้นเดือนกรกฎาคม) เป็นศูนย์ บนพื้นผิวที่เต็มไปด้วยหิมะในทวีปแอนตาร์กติกา แม้ว่าอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนในเดือนมิถุนายนจะอยู่ที่ประมาณ 70 ต่อเดือน และในบางกรณี อุณหภูมิอาจลดลงถึง 90 ได้

49 แผนที่อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยมกราคมและกรกฎาคม

50 การกระจายอุณหภูมิของอากาศ (การแบ่งเขตเป็นปัจจัยหลักของการแบ่งเขตภูมิอากาศ) ประจำปีเฉลี่ย ฤดูร้อนเฉลี่ย (กรกฎาคม) เฉลี่ยในเดือนมกราคม ค่าเฉลี่ยสำหรับเขตละติจูด

51 ระบอบอุณหภูมิของอาณาเขตของรัสเซีย มีความแตกต่างอย่างมากในฤดูหนาว ในไซบีเรียตะวันออก แอนติไซโคลนฤดูหนาว ซึ่งเป็นรูปแบบบาริกที่เสถียรอย่างยิ่ง ก่อให้เกิดการก่อตัวของขั้วเย็นในรัสเซียตะวันออกเฉียงเหนือ โดยมีอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยรายเดือนในฤดูหนาวที่ 42 องศาเซลเซียส อุณหภูมิต่ำสุดเฉลี่ยในฤดูหนาวคือ 55 องศาเซลเซียส ใน ฤดูหนาวเปลี่ยนจาก C ทางตะวันตกเฉียงใต้ถึงค่าบวกบนชายฝั่งทะเลดำเป็น C ในภาคกลาง

52 อุณหภูมิอากาศพื้นผิวเฉลี่ย (С) ในฤดูหนาว

53 อุณหภูมิอากาศพื้นผิวเฉลี่ย (С) ในฤดูร้อน อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยแปรผันจาก 4 5 C บนชายฝั่งทางเหนือถึง C ทางตะวันตกเฉียงใต้ โดยที่ค่าสูงสุดเฉลี่ยคือ C และค่าสูงสุดที่แน่นอนคือ 45 C แอมพลิจูดของอุณหภูมิสุดขั้วถึง 90 C คุณลักษณะของระบอบอุณหภูมิของอากาศใน รัสเซียเป็นแอมพลิจูดรายวันและรายปีขนาดใหญ่ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในสภาพอากาศแบบทวีปที่รุนแรงของดินแดนเอเชีย แอมพลิจูดประจำปีแตกต่างกันไปจาก 8 10 C ETR ถึง 63 C ในไซบีเรียตะวันออกในภูมิภาคของเทือกเขา Verkhoyansk

54 ผลกระทบของพืชปกคลุมต่ออุณหภูมิผิวดิน การปกคลุมพืชผักช่วยลดการเย็นตัวของดินในเวลากลางคืน ในกรณีนี้ รังสีในตอนกลางคืนส่วนใหญ่เกิดขึ้นจากพื้นผิวของพืชเอง ซึ่งจะเย็นลงที่สุด ดินภายใต้พืชพรรณรักษาอุณหภูมิให้สูงขึ้น อย่างไรก็ตาม ในระหว่างวัน พืชผักจะป้องกันไม่ให้ดินได้รับความร้อนจากการแผ่รังสี ช่วงอุณหภูมิรายวันภายใต้พืชพรรณลดลง และอุณหภูมิเฉลี่ยต่อวันลดลง ดังนั้นพืชที่ปกคลุมโดยทั่วไปจะทำให้ดินเย็นลง ในภูมิภาคเลนินกราด พื้นผิวของดินภายใต้พืชไร่ในตอนกลางวันอาจเย็นกว่าดินที่รกร้าง 15 องศาในตอนกลางวัน โดยเฉลี่ยต่อวันจะเย็นกว่าดินเปล่า 6 และแม้ที่ความลึก 5-10 ซม. ก็มีความแตกต่าง 3-4

55 ผลของหิมะปกคลุมต่ออุณหภูมิดิน หิมะปกคลุมปกป้องดินจากการสูญเสียความร้อนในฤดูหนาว การแผ่รังสีมาจากพื้นผิวของหิมะที่ปกคลุมตัวเอง และดินที่อยู่ข้างใต้ยังคงอุ่นกว่าดินเปล่า ในเวลาเดียวกัน แอมพลิจูดของอุณหภูมิรายวันบนผิวดินภายใต้หิมะก็ลดลงอย่างรวดเร็ว ในโซนกลางของดินแดนยุโรปของรัสเซียที่มีหิมะปกคลุม 50 ซม. อุณหภูมิของพื้นผิวดินภายใต้มันสูงกว่าอุณหภูมิของดินเปล่า 6-7 และสูงกว่าอุณหภูมิบนพื้นผิวของ 10 หิมะปกคลุมตัวเอง การแช่แข็งของดินในฤดูหนาวภายใต้หิมะถึงระดับความลึกประมาณ 40 ซม. และหากไม่มีหิมะก็สามารถแพร่กระจายได้ในระดับความลึกมากกว่า 100 ซม. ดังนั้นพืชที่ปกคลุมในฤดูร้อนจะลดอุณหภูมิบนผิวดินและหิมะปกคลุมในฤดูหนาวในทางตรงกันข้าม เพิ่มขึ้น ผลรวมของการปกคลุมพืชพรรณในฤดูร้อนและหิมะปกคลุมในฤดูหนาวช่วยลดความกว้างของอุณหภูมิประจำปีบนผิวดิน นี่คือการลดลงจาก 10 เมื่อเทียบกับดินเปล่า

56 ปรากฏการณ์อุตุนิยมวิทยาที่เป็นอันตรายและเกณฑ์ 1. ลมแรงมาก (รวมถึงพายุ) อย่างน้อย 25 ม./วินาที (รวมถึงลมกระโชกแรง) บนชายฝั่งทะเลและในพื้นที่ภูเขาอย่างน้อย 35 ม./วินาที; 2. ฝนตกหนักมากอย่างน้อย 50 มม. เป็นระยะเวลาไม่เกิน 12 ชั่วโมง 3. ฝนตกหนักอย่างน้อย 30 มม. เป็นระยะเวลาไม่เกิน 1 ชั่วโมง 4. หิมะตกหนักมากอย่างน้อย 20 มม. เป็นระยะเวลาไม่เกิน 12 ชั่วโมง 5. ลูกเห็บขนาดใหญ่ - ไม่น้อยกว่า 20 มม. 6. พายุหิมะตกหนัก - ด้วยความเร็วลมเฉลี่ยอย่างน้อย 15 m/s และทัศนวิสัยน้อยกว่า 500 ม.

57 7. พายุฝุ่นรุนแรงที่มีความเร็วลมเฉลี่ยอย่างน้อย 15 ม./วินาที และทัศนวิสัยไม่เกิน 500 ม. 8. ทัศนวิสัยหมอกหนาไม่เกิน 50 เมตร 9. ตะกอนน้ำแข็ง-น้ำแข็งขั้นรุนแรงอย่างน้อย 20 มม. สำหรับน้ำแข็ง อย่างน้อย 35 มม. สำหรับการตกตะกอนที่ซับซ้อนหรือหิมะเปียก อย่างน้อย 50 มม. สำหรับน้ำค้างแข็ง 10. ความร้อนสูง - อุณหภูมิอากาศสูงสุดสูงอย่างน้อย 35 ºС นานกว่า 5 วัน 11. น้ำค้างแข็งรุนแรง - อุณหภูมิอากาศขั้นต่ำไม่น้อยกว่าลบ35ºСเป็นเวลาอย่างน้อย 5 วัน

58 อันตรายจากอุณหภูมิสูง อันตรายจากไฟไหม้ ความร้อนสูง

59 อันตรายจากอุณหภูมิต่ำ

60 ตรึง. การแช่แข็งคือการลดลงของอุณหภูมิอากาศหรือพื้นผิวที่ใช้งาน (พื้นผิวดิน) ในระยะสั้นเป็น 0 C และต่ำกว่าเมื่อเทียบกับพื้นหลังทั่วไปของอุณหภูมิเฉลี่ยรายวันที่เป็นบวก

61 แนวคิดพื้นฐานของอุณหภูมิอากาศ สิ่งที่คุณต้องรู้! แผนที่อุณหภูมิเฉลี่ยทั้งปี ความแตกต่างของอุณหภูมิฤดูร้อนและฤดูหนาว การกระจายตัวของอุณหภูมิแบบโซน อิทธิพลของการกระจายตัวของดินและทะเล การกระจายระดับความสูงของอุณหภูมิอากาศ ความแปรปรวนรายวันและรายปีของอุณหภูมิดินและอากาศ ปรากฏการณ์สภาพอากาศที่เป็นอันตรายเนื่องจากอุณหภูมิ

อุตุนิยมวิทยาป่าไม้ การบรรยายครั้งที่ 4: ระบบความร้อนของบรรยากาศและพื้นผิวโลก ระบบการปกครองความร้อนของพื้นผิวและชั้นบรรยากาศของโลก: การกระจายอุณหภูมิของอากาศในบรรยากาศและบนพื้นผิวโลกและต่อเนื่อง

คำถามที่ 1. ความสมดุลของการแผ่รังสีของพื้นผิวโลก คำถามที่ 2. ความสมดุลของการแผ่รังสีของบรรยากาศ บทนำ ความร้อนที่ไหลเข้ามาในรูปของพลังงานการแผ่รังสีเป็นส่วนหนึ่งของความร้อนที่ไหลเข้ามาทั้งหมดที่เปลี่ยนอุณหภูมิของบรรยากาศ

ระบอบความร้อนของบรรยากาศ อาจารย์: Soboleva Nadezhda Petrovna รองศาสตราจารย์ของภาควิชา GEHC อุณหภูมิอากาศ อากาศมักจะมีอุณหภูมิ อุณหภูมิอากาศที่ทุกจุดในชั้นบรรยากาศและในสถานที่ต่างๆ บนโลกอย่างต่อเนื่อง

ภูมิอากาศของภูมิภาคโนโวซีบีร์สค์

ควบคุมงานในหัวข้อ "ภูมิอากาศของรัสเซีย" 1 ตัวเลือก 1. ปัจจัยที่ทำให้เกิดสภาพอากาศใดเป็นปัจจัยสำคัญ? 1) ตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ 2) การไหลเวียนของบรรยากาศ 3) ความใกล้ชิดของมหาสมุทร 4) กระแสน้ำทะเล 2

แนวคิดของ "สภาพภูมิอากาศ" และ "สภาพอากาศ" ในตัวอย่างข้อมูลอุตุนิยมวิทยาสำหรับเมือง Novosibirsk Simonenko Anna วัตถุประสงค์ของงาน: เพื่อค้นหาความแตกต่างในแนวคิดของ "สภาพอากาศ" และ "ภูมิอากาศ" ในตัวอย่างอุตุนิยมวิทยา ข้อมูล

กระทรวงศึกษาธิการและวิทยาศาสตร์แห่งสหพันธรัฐรัสเซีย

วรรณกรรม 1 ทรัพยากรอินเทอร์เน็ต http://www.beltur.by 2 ทรัพยากรอินเทอร์เน็ต http://otherreferats.allbest.ru/geography/00148130_0.html 3 แหล่งข้อมูลอินเทอร์เน็ต http://www.svali.ru/climat/13/index ทรัพยากรอินเทอร์เน็ต htm 4

ปัจจัยอากาศและสภาพอากาศในพื้นที่ของการเคลื่อนไหว Kholodovich Yu. A. Belarusian National Technical University บทนำ การสังเกตสภาพอากาศเริ่มแพร่หลายมากในช่วงครึ่งหลังของ

กระทรวงศึกษาธิการและวิทยาศาสตร์ของสหพันธรัฐรัสเซีย สถาบันการศึกษางบประมาณของรัฐบาลกลางของการอุดมศึกษา "มหาวิทยาลัยรัฐวิจัยแห่งชาติ SARATOV ตั้งชื่อตาม N.G. CHERNYSHEVSKY"

ภูมิศาสตร์กายภาพของโลก บรรยาย 9 ส่วนที่ 1 ยูเรเซีย ดำเนินเรื่องต่อ สภาพภูมิอากาศและทรัพยากรทางการเกษตร ประเด็นที่พิจารณาในการบรรยาย การไหลเวียนของบรรยากาศ คุณลักษณะของการทำความชื้นและระบอบอุณหภูมิ

รังสีในบรรยากาศ อาจารย์: Soboleva Nadezhda Petrovna, รองศาสตราจารย์, ภาควิชา GEGH การแผ่รังสีหรือการแผ่รังสีเป็นคลื่นแม่เหล็กไฟฟ้า ซึ่งมีลักษณะดังนี้: ความยาวคลื่น L และความถี่การสั่น ν การแพร่กระจายของรังสี

การตรวจสอบ UDC 551.506 (575/2) (04) การตรวจสอบ: สภาพอากาศในหุบเขา CHU ในเดือนมกราคม 2009 G.F. อกาโฟโนว่า ศูนย์อากาศ A.O. แคนดิด undercuts ภูมิศาสตร์ วิทยาศาสตร์, รองศาสตราจารย์, S.M. Kazachkova นักศึกษาปริญญาเอกมกราคม

ความร้อนจะไหลเวียนในดิน CRYOMETAMORPIC ของ TAIGA ทางเหนือและแหล่งความร้อนของมัน Ostroumov V.Ye. 1, Davydova A.I. 2, Davydov S.P. 2, Fedorov-Davydov D.G. 1, Eremin I.I. 3, Kropachev D.Yu. 3 1 สถาบัน

18. การพยากรณ์อุณหภูมิอากาศและความชื้นใกล้พื้นผิวโลก 1 18. การพยากรณ์อุณหภูมิอากาศและความชื้นบริเวณผิวโลก

UDC 55.5 สภาพอากาศในหุบเขา CHU ในฤดูใบไม้ร่วง E.V. เรียวบิกินะ A.O. Podrezov, I.A. สภาพอากาศ Pavlova ใน CHUI VALLEY ใน AUTUMN E.V. เรียวบิกินะ A.O. Podrezov, I.A. อุตุนิยมวิทยา Pavlova

โมดูล 1 ตัวเลือก 1 ชื่อเต็ม กลุ่ม วันที่ 1. อุตุนิยมวิทยาเป็นศาสตร์ของกระบวนการที่เกิดขึ้นในชั้นบรรยากาศของโลก (3b) A) เคมี B) ทางกายภาพ C) ภูมิอากาศ 2. ภูมิอากาศวิทยาเป็นศาสตร์แห่งสภาพอากาศเช่น มวลรวม

1. คำอธิบายของ climatogram: คอลัมน์ใน climatogram คือจำนวนเดือนตัวอักษรตัวแรกของเดือนจะถูกทำเครื่องหมายด้านล่าง บางครั้งมีการแสดง 4 ฤดูกาล บางครั้งอาจไม่ใช่ทุกเดือน สเกลอุณหภูมิถูกทำเครื่องหมายไว้ทางด้านซ้าย เครื่องหมายศูนย์

การตรวจสอบ UDC 551.506 การตรวจสอบ: สภาพอากาศในหุบเขา CHU ในฤดูใบไม้ร่วง E.Yu. ซิสโคว่า, A.O. Podrezov, I.A. พาฟโลวา, ไอ.เอส. การตรวจสอบ Brusenskaya: สภาพอากาศในหุบเขา CHUI ในฤดูใบไม้ร่วง E.Yu ซิสโคว่า

การแบ่งชั้นและสมดุลแนวตั้งของอากาศอิ่มตัว Vrublevskiy SV Belarusian National Technical University บทนำ อากาศในโทรโพสเฟียร์อยู่ในสถานะผสมคงที่

"แนวโน้มสภาพภูมิอากาศในฤดูหนาวในมอลโดวา" Tatiana Stamatova, State Hydrometeorological Service 28 ตุลาคม 2013, มอสโก, รัสเซีย

อ. อาฟานาซีฟ, ป.ป. Bobrov, โอเอ Ivchenko Omsk State Pedagogical University S.V. สถาบัน Krivaltsevich Institute of Atmospheric Optics SB RAS, Tomsk การประเมินฟลักซ์ความร้อนระหว่างการระเหยจากพื้นผิว

UDC 551.51 (476.4) ML Smolyarov (Mogilev, เบลารุส) ลักษณะของฤดูกาลภูมิอากาศใน MOGILEV บทนำ ความรู้เรื่องสภาพอากาศในระดับวิทยาศาสตร์เริ่มต้นจากการจัดตั้งสถานีอุตุนิยมวิทยาพร้อมกับ

บรรยากาศและภูมิอากาศของโลก บันทึกบรรยาย Osintseva N.V. องค์ประกอบของบรรยากาศ ไนโตรเจน (N 2) 78.09%, ออกซิเจน (O 2) 20.94%, อาร์กอน (Ar) - 0.93%, คาร์บอนไดออกไซด์ (CO 2) 0.03%, ก๊าซอื่น 0.02%: โอโซน (O 3),

ส่วน รหัสคอมพิวเตอร์ แผนเฉพาะเรื่องและเนื้อหาของสาขาวิชา แผนเฉพาะเรื่อง ชื่อส่วน (โมดูล) จำนวนชั่วโมงในห้องเรียน เต็มเวลาแต่ abbr.

กระทรวงศึกษาธิการและวิทยาศาสตร์แห่งสหพันธรัฐรัสเซีย สถาบันอุดมศึกษาแห่งรัฐ SARATOV แห่งชาติ

อุตุนิยมวิทยามรสุม Gerasimovich V.Yu. มหาวิทยาลัยเทคนิคแห่งชาติเบลารุส บทนำ มรสุม ลมตามฤดูกาลคงที่ ในฤดูร้อน ในฤดูมรสุม ลมเหล่านี้มักจะพัดจากทะเลขึ้นบกและพัดพา

วิธีการแก้ปัญหาความซับซ้อนที่เพิ่มขึ้นของการวางแนวทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์การประยุกต์ใช้ในห้องเรียนและหลังเลิกเรียน ครูภูมิศาสตร์: Gerasimova Irina Mikhailovna 1 พิจารณาว่าประเด็นใด

3. การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ อุณหภูมิของอากาศ ตัวบ่งชี้นี้แสดงลักษณะอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยรายปี การเปลี่ยนแปลงในช่วงระยะเวลาหนึ่ง และการเบี่ยงเบนจากค่าเฉลี่ยระยะยาว

ลักษณะภูมิอากาศของปี 18 บทที่ 2 อุณหภูมิอากาศเฉลี่ยในสาธารณรัฐเบลารุสในปี 2556 อยู่ที่ +7.5 C ซึ่งสูงกว่าอุณหภูมิปกติ 1.7 C ในช่วงปี 2556 ส่วนใหญ่ล้นหลาม

งานตรวจสอบในภูมิศาสตร์ ทางเลือกที่ 1 1. ปริมาณน้ำฝนรายปีโดยทั่วไปสำหรับสภาพอากาศแบบทวีปที่รุนแรงเป็นเท่าใด 1) มากกว่า 800 มม. ต่อปี 2) 600-800 มม. ต่อปี 3) 500-700 มม. ต่อปี 4) น้อยกว่า 500 มม.

สถาบันการศึกษาทั่วไปในเขตปกครองตนเอง Alentyeva Elena Yuryevna โรงเรียนมัธยม 118 ได้รับการตั้งชื่อตามวีรบุรุษแห่งสหภาพโซเวียต N. I. Kuznetsov แห่งเมือง Chelyabinsk สรุปบทเรียนภูมิศาสตร์

กระทรวงศึกษาธิการและวิทยาศาสตร์แห่งสหพันธรัฐรัสเซีย

คุณสมบัติทางความร้อนและระบอบความร้อนของดิน 1. คุณสมบัติทางความร้อนของดิน 2. ระบอบความร้อนและวิธีการควบคุม 1. คุณสมบัติทางความร้อนของดิน ระบบการระบายความร้อนของดินเป็นหนึ่งในตัวชี้วัดสำคัญที่กำหนดส่วนใหญ่

สื่อเตรียมสอบวิชาภูมิศาสตร์ ม.5 (เรียนภูมิศาสตร์เชิงลึก) อาจารย์ : ยุ้ย

1.2.8. สภาพภูมิอากาศ (GU "Irkutsk TsGMS-R" ของ Irkutsk UGMS ของ Roshydromet; Zabaikalskoe UGMS ของ Roshydromet สถาบันของรัฐ "Buryatsky TsGMS" ของ Zabaikalsky UGMS ของ Roshydromet) อันเป็นผลมาจากผลลบที่สำคัญ

งาน A2 ในภูมิศาสตร์ 1. หินใดต่อไปนี้เป็นหินที่แปรสภาพโดยกำเนิด? 1) หินทราย 2) ปอย 3) หินปูน 4) หินอ่อน หินอ่อนเป็นของหินแปร หินทราย

ความสมดุลของความร้อนเป็นตัวกำหนดอุณหภูมิ ขนาด และการเปลี่ยนแปลงบนพื้นผิวที่ได้รับความร้อนโดยตรงจากแสงอาทิตย์ เมื่อถูกความร้อน พื้นผิวนี้จะถ่ายเทความร้อน (ในช่วงคลื่นยาว) ทั้งไปยังชั้นที่อยู่ด้านล่างและสู่ชั้นบรรยากาศ พื้นผิวนั้นเรียกว่า พื้นผิวที่ใช้งาน.

ค่าสูงสุดขององค์ประกอบทั้งหมดของสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ในเวลาใกล้เที่ยง ข้อยกเว้นคือการแลกเปลี่ยนความร้อนสูงสุดในดินซึ่งตรงกับช่วงเช้า แอมพลิจูดสูงสุดของการเปลี่ยนแปลงรายวันของส่วนประกอบสมดุลความร้อนจะสังเกตได้ในช่วงฤดูร้อนและค่าต่ำสุดในฤดูหนาว

ในช่วงกลางวันของอุณหภูมิพื้นผิวที่แห้งและปราศจากพืชพรรณในวันที่อากาศแจ่มใสสูงสุดจะเกิดขึ้นหลังจาก 14 ชั่วโมง และขั้นต่ำคือช่วงพระอาทิตย์ขึ้น ความขุ่นมัวอาจรบกวนการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในแต่ละวัน ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในค่าสูงสุดและต่ำสุด ความชื้นและพืชพรรณบนพื้นผิวมีอิทธิพลอย่างมากต่ออุณหภูมิ

อุณหภูมิพื้นผิวสูงสุดรายวันสามารถเป็น +80 o C หรือมากกว่า ความผันผวนรายวันถึง 40 o ค่าของค่าสุดขั้วและแอมพลิจูดของอุณหภูมิขึ้นอยู่กับละติจูดของสถานที่ ฤดูกาล ความขุ่นมัว คุณสมบัติทางความร้อนของพื้นผิว สี ความหยาบ ธรรมชาติของพืชปกคลุม การวางแนวลาดเอียง (การรับแสง)

การแพร่กระจายของความร้อนจากพื้นผิวที่ทำงานอยู่นั้นขึ้นอยู่กับองค์ประกอบของซับสเตรตพื้นฐาน และจะถูกกำหนดโดยความจุความร้อนและการนำความร้อน บนพื้นผิวของทวีป สารตั้งต้นคือดิน ในมหาสมุทร (ทะเล) - น้ำ

ดินโดยทั่วไปมีความจุความร้อนต่ำกว่าน้ำและมีค่าการนำความร้อนสูงกว่า ดังนั้นพวกเขาจึงร้อนขึ้นและเย็นลงเร็วกว่าน้ำ

เวลาในการถ่ายเทความร้อนจากชั้นหนึ่งไปอีกชั้นหนึ่งและช่วงเวลาของการเริ่มต้นของค่าอุณหภูมิสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวันจะล่าช้าทุกๆ 10 ซม. ประมาณ 3 ชั่วโมง ยิ่งชั้นอยู่ลึกเท่าใด ความร้อนก็จะยิ่งได้รับน้อยลงและความผันผวนของอุณหภูมิในชั้นก็จะยิ่งอ่อนลง แอมพลิจูดของความผันผวนของอุณหภูมิรายวันที่มีความลึกลดลง 2 เท่าสำหรับทุก ๆ 15 ซม. ที่ความลึกเฉลี่ยประมาณ 1 ม. ความผันผวนของอุณหภูมิดินในแต่ละวันจะ "จางลง" ชั้นที่พวกเขาหยุดเรียกว่า ชั้นของอุณหภูมิรายวันคงที่

ยิ่งช่วงอุณหภูมิผันผวนนานเท่าใด อุณหภูมิก็จะยิ่งกระจายลึกมากขึ้นเท่านั้น ดังนั้น ในละติจูดกลาง ชั้นของอุณหภูมิคงที่ประจำปีจะอยู่ที่ระดับความลึก 19–20 ม. ในละติจูดสูง ที่ความลึก 25 ม. และในละติจูดเขตร้อน ซึ่งแอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีมีขนาดเล็กที่ระดับความลึก ระยะ 5-10 เมตร ปีจะล่าช้าโดยเฉลี่ย 20-30 วันต่อเมตร

อุณหภูมิในชั้นของอุณหภูมิประจำปีคงที่นั้นใกล้เคียงกับอุณหภูมิอากาศเฉลี่ยต่อปีเหนือพื้นผิว

น้ำร้อนขึ้นช้ากว่าและปล่อยความร้อนช้ากว่า นอกจากนี้ รังสีของดวงอาทิตย์สามารถทะลุทะลวงได้ลึกมาก ทำให้ชั้นที่ลึกกว่านั้นร้อนโดยตรง การถ่ายเทความร้อนไปสู่ความลึกนั้นไม่ได้เกิดขึ้นมากนักเนื่องจากการนำความร้อนระดับโมเลกุล แต่ในระดับที่มากกว่านั้นเกิดจากการผสมของน้ำในลักษณะที่ปั่นป่วนหรือกระแสน้ำ เมื่อชั้นผิวของน้ำเย็นจะเกิดการพาความร้อนซึ่งมาพร้อมกับการผสม

ความผันผวนของอุณหภูมิรายวันบนพื้นผิวของมหาสมุทรในละติจูดสูงโดยเฉลี่ยเพียง 0.1ºСในอุณหภูมิพอสมควร - 0.4ºСในเขตร้อน - 0.5ºСความลึกการเจาะของความผันผวนเหล่านี้คือ 15-20 ม.

แอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรจาก 1ºС ในละติจูดเส้นศูนย์สูตรถึง 10.2ºС ในละติจูดพอสมควร ความผันผวนของอุณหภูมิประจำปีทะลุระดับความลึก 200-300 เมตร

ช่วงเวลาของอุณหภูมิสูงสุดในแหล่งน้ำจะล่าช้าเมื่อเทียบกับพื้นดิน สูงสุดอยู่ที่ประมาณ 15-16 ชั่วโมง อย่างน้อย 2-3 ชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ขึ้น อุณหภูมิสูงสุดประจำปีบนพื้นผิวมหาสมุทรในซีกโลกเหนือเกิดขึ้นในเดือนสิงหาคม ต่ำสุดในเดือนกุมภาพันธ์

คำถามที่ 7 (บรรยากาศ) - อุณหภูมิอากาศเปลี่ยนแปลงตามความสูงบรรยากาศประกอบด้วยส่วนผสมของก๊าซที่เรียกว่าอากาศซึ่งอนุภาคของเหลวและของแข็งถูกระงับ มวลรวมของมวลสารหลังนั้นไม่มีนัยสำคัญเมื่อเปรียบเทียบกับมวลทั้งหมดของชั้นบรรยากาศ อากาศในบรรยากาศใกล้พื้นผิวโลกมักจะชื้น ซึ่งหมายความว่าองค์ประกอบของมันพร้อมกับก๊าซอื่น ๆ รวมถึงไอน้ำเช่น น้ำอยู่ในสถานะก๊าซ ปริมาณไอน้ำในอากาศแตกต่างกันมาก ตรงกันข้ามกับส่วนประกอบอื่นๆ ของอากาศ: ที่พื้นผิวโลก จะแปรผันระหว่างหนึ่งในร้อยของเปอร์เซ็นต์ถึงหลายเปอร์เซ็นต์ สิ่งนี้อธิบายได้จากข้อเท็จจริงที่ว่า ภายใต้สภาวะที่มีอยู่ในบรรยากาศ ไอน้ำสามารถผ่านเข้าสู่สถานะของเหลวและของแข็ง และในทางกลับกัน สามารถเข้าสู่ชั้นบรรยากาศได้อีกครั้งเนื่องจากการระเหยจากพื้นผิวโลก อากาศเช่นเดียวกับร่างกายใด ๆ มักจะมีอุณหภูมิแตกต่างจากศูนย์สัมบูรณ์เสมอ อุณหภูมิของอากาศทุกจุดในชั้นบรรยากาศเปลี่ยนแปลงอย่างต่อเนื่อง ในสถานที่ต่าง ๆ บนโลกในเวลาเดียวกันก็แตกต่างกัน ที่พื้นผิวโลก อุณหภูมิของอากาศจะแตกต่างกันไปในช่วงที่ค่อนข้างกว้าง: ค่าสุดขั้วที่สังเกตได้จนถึงขณะนี้ ต่ำกว่า +60 ° (ในทะเลทรายเขตร้อน) เล็กน้อย และประมาณ -90 ° (บนแผ่นดินใหญ่ของทวีปแอนตาร์กติกา) ด้วยความสูง อุณหภูมิของอากาศจะแตกต่างกันไปตามชั้นต่างๆ และในกรณีที่แตกต่างกันในลักษณะที่ต่างกัน โดยเฉลี่ยช่วงแรกจะลดลงเหลือความสูง 10-15 กม. จากนั้นเพิ่มขึ้นเป็น 50-60 กม. แล้วตกลงมาอีกครั้ง เป็นต้น . - ไล่ระดับอุณหภูมิแนวตั้งซิน VERTICAL TEMPERATURE GRADIENT - การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวตั้ง - การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิด้วยความสูงที่เพิ่มขึ้นจากระดับน้ำทะเล ถ่ายต่อหน่วยระยะทาง ถือว่าเป็นบวกหากอุณหภูมิลดลงตามความสูง ในกรณีตรงกันข้าม ตัวอย่างเช่น ในสตราโตสเฟียร์ อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นในระหว่างการขึ้น จากนั้นจึงเกิดการไล่ระดับแนวตั้งผกผัน (ผกผัน) ซึ่งถูกกำหนดเครื่องหมายลบ ในชั้นโทรโพสเฟียร์ WT เฉลี่ย 0.65°/100 ม. แต่ในบางกรณีอาจเกิน 1°/100 ม. หรือรับค่าลบในระหว่างการผกผันของอุณหภูมิ ในชั้นผิวดินในฤดูร้อนจะสูงขึ้นถึงสิบเท่า - กระบวนการอะเดียแบติก- กระบวนการอะเดียแบติก (กระบวนการอะเดียแบติก) - กระบวนการทางอุณหพลศาสตร์ที่เกิดขึ้นในระบบที่ไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม () กล่าวคือ ในระบบที่แยกได้แบบอะเดียแบติก สถานะที่สามารถเปลี่ยนแปลงได้โดยการเปลี่ยนพารามิเตอร์ภายนอกเท่านั้น แนวคิดของการแยกอะเดียแบติกคือการสร้างอุดมคติของเปลือกหุ้มฉนวนความร้อนหรือภาชนะ Dewar (เปลือกอะเดียแบติก) การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิของวัตถุภายนอกไม่ส่งผลกระทบต่อระบบที่แยกได้แบบอะเดียแบติก และพลังงาน U สามารถเปลี่ยนแปลงได้เฉพาะเนื่องจากงานที่ทำโดยระบบ (หรือบนระบบ) ตามกฎข้อที่หนึ่งของอุณหพลศาสตร์ในกระบวนการอะเดียแบติกแบบย้อนกลับได้สำหรับระบบที่เป็นเนื้อเดียวกัน โดยที่ V คือปริมาตรของระบบ p คือความดัน และในกรณีทั่วไปโดยที่ aj เป็นพารามิเตอร์ภายนอก Aj คือแรงทางอุณหพลศาสตร์ ตามกฎข้อที่สองของอุณหพลศาสตร์ ในกระบวนการอะเดียแบติกแบบย้อนกลับได้ เอนโทรปีจะคงที่ และในกระบวนการที่ย้อนกลับไม่ได้ จะเพิ่มขึ้น กระบวนการที่รวดเร็วมากซึ่งการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อมไม่มีเวลา เช่น ในระหว่างการแพร่พันธุ์ของเสียง ถือได้ว่าเป็นกระบวนการอะเดียแบติก เอนโทรปีขององค์ประกอบเล็กๆ แต่ละตัวของของไหลยังคงที่ในระหว่างการเคลื่อนที่ด้วยความเร็ว v ดังนั้นอนุพันธ์รวมของเอนโทรปี s ต่อหน่วยมวล จะเท่ากับศูนย์ (สภาวะอะเดียแบติกซิตี้) ตัวอย่างง่ายๆ ของกระบวนการอะเดียแบติกคือการบีบอัด (หรือการขยายตัว) ของก๊าซในกระบอกสูบที่หุ้มฉนวนความร้อนด้วยลูกสูบที่หุ้มฉนวนความร้อน: อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นในระหว่างการอัด และลดลงระหว่างการขยายตัว อีกตัวอย่างหนึ่งของกระบวนการอะเดียแบติกคือการล้างอำนาจแม่เหล็กแบบอะเดียแบติก ซึ่งใช้ในวิธีการทำความเย็นแบบแม่เหล็ก กระบวนการอะเดียแบติกแบบย้อนกลับได้ หรือที่เรียกว่ากระบวนการไอเซนโทรปิก แสดงไว้ในแผนภาพสถานะโดยอะเดียแบท (ไอเซนโทรป) อากาศที่เพิ่มขึ้นเข้าสู่ตัวกลางที่ผ่านการแรร์แล้วขยายตัวทำให้เย็นลงและในทางกลับกันจะร้อนขึ้นเนื่องจากการบีบอัด การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิเนื่องจากพลังงานภายในโดยไม่มีการไหลเข้าและการปล่อยความร้อนเรียกว่าอะเดียแบติก การเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิอะเดียแบติกเกิดขึ้นตาม อะเดียแบติกแห้งและอะเดียแบติกเปียกกฎหมาย ดังนั้นการไล่ระดับสีในแนวตั้งของการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิด้วยความสูงก็มีความโดดเด่นเช่นกัน การไล่ระดับแบบอะเดียแบติกแบบแห้งคือการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิของอากาศที่ไม่อิ่มตัวแบบแห้งหรือแบบชื้น 1 ° C สำหรับการยกระดับหรือลดระดับทุกๆ 100 เมตร และการไล่ระดับแบบอะเดียแบติกแบบเปียกจะทำให้อุณหภูมิของอากาศอิ่มตัวชื้นลดลงน้อยกว่า 1 ° C สำหรับระดับความสูงทุกๆ 100 เมตร

-ผกผันในทางอุตุนิยมวิทยา หมายถึง ลักษณะผิดปกติของการเปลี่ยนแปลงพารามิเตอร์ในชั้นบรรยากาศตามระดับความสูงที่เพิ่มขึ้น ส่วนใหญ่มักหมายถึงการผกผันของอุณหภูมิ กล่าวคือ การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิที่มีความสูงในชั้นบรรยากาศบางชั้นแทนที่จะลดลงตามปกติ (ดูชั้นบรรยากาศของโลก)

การผกผันมีสองประเภท:

1. การผกผันของอุณหภูมิพื้นผิวเริ่มต้นโดยตรงจากพื้นผิวโลก (ความหนาของชั้นผกผันคือหลายสิบเมตร)

2. การผกผันของอุณหภูมิในบรรยากาศอิสระ (ความหนาของชั้นผกผันถึงหลายร้อยเมตร)

การผกผันของอุณหภูมิช่วยป้องกันการเคลื่อนที่ในแนวดิ่งของอากาศและก่อให้เกิดหมอกควัน หมอก หมอกควัน เมฆ และภาพลวงตา การผกผันขึ้นอยู่กับลักษณะภูมิประเทศในท้องถิ่นเป็นอย่างมาก อุณหภูมิที่เพิ่มขึ้นในชั้นผกผันมีตั้งแต่สิบองศาถึง 15-20 องศาเซลเซียสและอื่น ๆ การผกผันของอุณหภูมิพื้นผิวในไซบีเรียตะวันออกและแอนตาร์กติกาในฤดูหนาวนั้นทรงพลังที่สุด

ตั๋ว.

อุณหภูมิอากาศรายวัน -การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอากาศในระหว่างวัน อุณหภูมิอากาศในแต่ละวันโดยทั่วไปสะท้อนถึงอุณหภูมิของพื้นผิวโลก แต่ช่วงเวลาของการเริ่มต้นของ maxima และ minima ค่อนข้างช้า ค่าสูงสุดจะสังเกตได้ในเวลา 14.00 น. ต่ำสุดหลังจากพระอาทิตย์ขึ้น ความผันผวนของอุณหภูมิอากาศรายวันในฤดูหนาวสามารถสังเกตได้สูงถึง 0.5 กม. ในฤดูร้อน - สูงสุด 2 กม.

แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศรายวัน -ความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิอากาศสูงสุดและต่ำสุดในระหว่างวัน แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศรายวันสูงสุดในทะเลทรายเขตร้อน - มากถึง 40 0 ​​ในละติจูดของเส้นศูนย์สูตรและเขตอบอุ่นจะลดลง แอมพลิจูดรายวันจะน้อยลงในฤดูหนาวและในสภาพอากาศที่มีเมฆมาก เหนือผิวน้ำน้อยกว่าบนบกมาก เหนือพืชพรรณปกคลุมน้อยกว่าพื้นผิวเปล่า

อุณหภูมิอากาศประจำปีถูกกำหนดโดยละติจูดของสถานที่เป็นหลัก หลักสูตรอุณหภูมิอากาศประจำปี -การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนในระหว่างปี แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศประจำปี -ความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนสูงสุดและต่ำสุด การแปรผันของอุณหภูมิประจำปีมีสี่ประเภท แต่ละประเภทมีสองประเภทย่อย การเดินเรือและภาคพื้นทวีปโดดเด่นด้วยแอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีที่แตกต่างกัน ที่ เส้นศูนย์สูตรประเภทของความแปรผันของอุณหภูมิประจำปีแสดงค่าสูงสุดขนาดเล็กสองค่าและค่าต่ำสุดขนาดเล็กสองค่า จุดสูงสุดเกิดขึ้นหลัง Equinoxes เมื่อดวงอาทิตย์อยู่ที่จุดสุดยอดเหนือเส้นศูนย์สูตร ในประเภทย่อยทางทะเล แอมพลิจูดของอุณหภูมิอากาศรายปีคือ 1-2 0 ในทวีป 4-6 0 . อุณหภูมิเป็นบวกตลอดทั้งปี ที่ เขตร้อนประเภทของการแปรผันของอุณหภูมิประจำปีจะมีค่าสูงสุดหนึ่งค่าหลังจากครีษมายันและค่าต่ำสุดหนึ่งรายการหลังจากเหมายันในซีกโลกเหนือ ในประเภทย่อยทางทะเล แอมพลิจูดอุณหภูมิประจำปีคือ 5 0 ในทวีป 10-20 0 . ที่ ปานกลางในประเภทของความแปรผันของอุณหภูมิประจำปี จะมีค่าสูงสุดหนึ่งค่าหลังจากครีษมายันและค่าต่ำสุดหนึ่งค่าหลังเหมายันในซีกโลกเหนือ โดยอุณหภูมิติดลบในฤดูหนาว เหนือมหาสมุทรแอมพลิจูดคือ 10-15 0 , เหนือพื้นดินจะเพิ่มขึ้นตามระยะทางจากมหาสมุทร: บนชายฝั่ง - 10 0 , ในใจกลางของแผ่นดินใหญ่ - สูงถึง 60 0 . ที่ ขั้วโลกในรูปแบบของความผันแปรของอุณหภูมิประจำปี จะมีค่าสูงสุดหนึ่งค่าหลังจากครีษมายันและค่าต่ำสุดหนึ่งค่าหลังจากเหมายันในซีกโลกเหนือ อุณหภูมิติดลบเกือบตลอดทั้งปี แอมพลิจูดประจำปีในทะเลคือ 20-30 0 บนบก - 60 0 ประเภทที่เลือกจะสะท้อนถึงความแปรผันของอุณหภูมิโซนอันเนื่องมาจากการไหลเข้าของรังสีดวงอาทิตย์ การเคลื่อนที่ของมวลอากาศมีอิทธิพลอย่างมากต่ออุณหภูมิประจำปี

ตั๋ว.

ไอโซเทอร์มเส้นเชื่อมจุดต่างๆ บนแผนที่ที่มีอุณหภูมิเท่ากัน

ในฤดูร้อน ทวีปต่างๆ จะมีความอบอุ่นมากขึ้น โดยไอโซเทอร์มเหนือพื้นดินจะโค้งงอไปทางขั้วโลก

บนแผนที่อุณหภูมิฤดูหนาว (ธันวาคมในซีกโลกเหนือและกรกฎาคมในซีกโลกใต้) ไอโซเทอร์มเบี่ยงเบนอย่างมีนัยสำคัญจากแนวเดียวกัน เหนือมหาสมุทร ไอโซเทอร์มเคลื่อนตัวไปไกลถึงละติจูดสูง ก่อตัวเป็น "ลิ้นร้อน"; เหนือพื้นดิน ไอโซเทอร์มเบี่ยงเบนไปทางเส้นศูนย์สูตร

อุณหภูมิเฉลี่ยรายปีของซีกโลกเหนือคือ +15.2 0 С และของซีกโลกใต้คือ +13.2 0 С อุณหภูมิต่ำสุดในซีกโลกเหนือถึง -77 0 С (Oymyakon) และ -68 0 С (Verkhoyansk) ในซีกโลกใต้ อุณหภูมิต่ำสุดจะต่ำกว่ามาก ที่สถานี "Sovetskaya" และ "Vostok" อุณหภูมิอยู่ที่ -89.2 0 С อุณหภูมิต่ำสุดในสภาพอากาศที่ไม่มีเมฆในแอนตาร์กติกาสามารถลดลงถึง -93 0 С ในแคลิฟอร์เนีย ในหุบเขามรณะ อุณหภูมิ +56.7 0 ถูกบันทึกไว้

เกี่ยวกับจำนวนทวีปและมหาสมุทรที่ส่งผลต่อการกระจายของอุณหภูมิ ให้การแสดงแผนที่และความผิดปกติ Isanomals-เส้นเชื่อมจุดที่มีอุณหภูมิผิดปกติเท่ากัน ความผิดปกติคือการเบี่ยงเบนของอุณหภูมิจริงจากค่าละติจูดกลาง ความผิดปกติเป็นบวกและลบ มีการสังเกตในเชิงบวกในฤดูร้อนเหนือทวีปที่ร้อนขึ้น

เขตร้อนและวงกลมอาร์กติกไม่สามารถถือเป็นพรมแดนที่ถูกต้องได้ โซนความร้อน (ระบบจำแนกภูมิอากาศตามอุณหภูมิของอากาศ)เนื่องจากปัจจัยอื่นๆ หลายประการส่งผลต่อการกระจายอุณหภูมิ: การกระจายของดินและน้ำ กระแสน้ำ ไอโซเทอร์มเกินขอบเขตของเขตความร้อน เขตร้อนตั้งอยู่ระหว่างอุณหภูมิอากาศเย็นประจำปีที่ 20 0 C และวาดแนวต้นปาล์มป่า ขอบเขตของเขตอบอุ่นถูกลากไปตามไอโซเทอร์ม 10 0 จากเดือนที่ร้อนที่สุด ในซีกโลกเหนือขอบเขตเกิดขึ้นพร้อมกับการกระจายตัวของทุ่งทุนดรา ขอบเขตของสายพานเย็นวิ่งไปตามไอโซเทอร์ม 0 0 จากเดือนที่ร้อนที่สุด เข็มขัดฟรอสต์ตั้งอยู่รอบเสา

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.?

การตัดสินใจ.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.

การตัดสินใจ.แอมพลิจูดอุณหภูมิบนพื้นผิวหินแกรนิตและทรายเท่ากับ:

ความลึกของการเจาะพิจารณาโดยสูตร (5):

เนื่องจากหินแกรนิตมีการกระจายความร้อนมากขึ้น เราจึงได้รับความลึกในการแทรกซึมของความผันผวนของอุณหภูมิในแต่ละวันมากขึ้น

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

การตัดสินใจ.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

การตัดสินใจ.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. อะไรคือผลกระทบของพืชและหิมะที่ปกคลุมต่อระบอบความร้อนของดิน?

8. อะไรคือคุณสมบัติของระบอบความร้อนของแหล่งน้ำซึ่งแตกต่างจากระบอบความร้อนของดิน?

9. ปัจจัยใดบ้างที่มีอิทธิพลต่อความรุนแรงของความปั่นป่วนในบรรยากาศ?

10. คุณทราบลักษณะเชิงปริมาณของความปั่นป่วนอย่างไร

11. วิธีหลักในการหาค่าสัมประสิทธิ์ความปั่นป่วนข้อดีและข้อเสียมีอะไรบ้าง?

12. วาดและวิเคราะห์เส้นทางรายวันของค่าสัมประสิทธิ์ความปั่นป่วนเหนือผิวดินและผิวน้ำ อะไรคือสาเหตุของความแตกต่าง?

13. ความหนาแน่นของพื้นผิวของฟลักซ์ความร้อนปั่นป่วนแนวตั้งในชั้นผิวของบรรยากาศกำหนดได้อย่างไร?