Tepelný režim atmosféry

miestna teplota

Celková zmena teploty v pevn
geografický bod, v závislosti od jednotlivca
zmeny skupenstva ovzdušia, a z advekcie, sú tzv
lokálna (lokálna) zmena.
Každá meteorologická stanica, ktorá sa nemení
jeho poloha na zemskom povrchu,
považovať za taký bod.
Meteorologické prístroje - teplomery a
termografy, pevne umiestnené v jednom alebo druhom
miesto, registrujte presne lokálne zmeny
teplota vzduchu.
Teplomer na balóne letiacom vo vetre a,
teda zostávajúce v rovnakej hmotnosti
vzduchu, ukazuje individuálnu zmenu
teplota v tejto hmote.

Tepelný režim atmosféry

Rozloženie teploty vzduchu v
priestor a jeho zmena v čase
Tepelný stav atmosféry
definované:
1. Výmena tepla s okolím
(so spodným povrchom, susediacim
vzduchové hmoty a vesmír).
2. Adiabatické procesy
(spojené so zmenami tlaku vzduchu,
najmä pri vertikálnom pohybe
3. Advekčné procesy
(prenos teplého alebo studeného vzduchu, ktorý ovplyvňuje teplotu v
daný bod)

Výmena tepla

Cesty prenosu tepla
1) Žiarenie
v absorpcii
vzdušným žiarením zo Slnka a Zeme
povrchy.
2) Tepelná vodivosť.
3) Odparovanie alebo kondenzácia.
4) Tvorba alebo topenie ľadu a snehu.

Cesta prenosu tepla sálaním

1. Priama absorpcia
v troposfére je málo slnečného žiarenia;
môže spôsobiť zvýšenie
teplota vzduchu len
asi 0,5° za deň.
2. O niečo dôležitejšie je
straty tepla zo vzduchu
dlhovlnné žiarenie.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
kde
S - priame slnečné žiarenie na
vodorovný povrch;
D - rozptýlené slnečné žiarenie na
vodorovný povrch;
Ea je protižiarenie atmosféry;
Rk a Rd - odrazené od podkladového povrchu
krátkovlnné a dlhé vlnové žiarenie;
Ez - dlhovlnné žiarenie podkladu
povrchy.

Radiačná rovnováha podkladového povrchu

B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2
Dávaj pozor na:
Q = S + D Toto je celkové žiarenie;
Rd je veľmi malá hodnota a zvyčajne nie je
vziať do úvahy;
Rk =Q *Ak, kde A je albedo povrchu;
Eef \u003d Ez - Ea
Dostaneme:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

Tepelná rovnováha podkladového povrchu

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
kde Lt-zh a Lzh-g - špecifické teplo topenia
a odparovanie (kondenzácia), v tomto poradí;
Mn a Mk sú množstvá vody, ktoré sú súčasťou
zodpovedajúce fázové prechody;
Qa a Qp-p - tepelný tok do atmosféry a cez
podkladového povrchu k podkladovým vrstvám
pôdy alebo vody.

povrchová a aktívna vrstva

Teplotný režim podkladu

Podkladový povrch je
povrch zeme (pôda, voda, sneh a pod
atď.), ktoré interagujú s atmosférou
v procese výmeny tepla a vlhkosti.
Aktívna vrstva je vrstva pôdy (vrátane
vegetácia a snehová pokrývka) alebo voda,
podieľať sa na výmene tepla s okolím,
do hĺbky ktorého sa denná a
ročné teplotné výkyvy.

10. Teplotný režim podkladového povrchu a aktívnej vrstvy

Teplotný režim podkladu
povrchová a aktívna vrstva
V pôde, slnečné žiarenie, prenikajúce
do hĺbky desatín mm,
premeniť na teplo, ktoré
prenášané do podkladových vrstiev
molekulárna tepelná vodivosť.
Vo vode preniká slnečné žiarenie
hĺbkach až desiatky metrov, a presun
teplo do podkladových vrstiev sa vyskytuje v
turbulentný
miešacie, tepelné
konvekcia a odparovanie

11. Teplotný režim podkladového povrchu a aktívnej vrstvy

Teplotný režim podkladu
povrchová a aktívna vrstva
Denné výkyvy teploty
použiť:
vo vode - až desiatky metrov,
v pôde - menej ako meter
Ročné výkyvy teploty
použiť:
vo vode - až stovky metrov,
v pôde - 10-20 metrov

12. Teplotný režim podkladového povrchu a aktívnej vrstvy

Teplotný režim podkladu
povrchová a aktívna vrstva
Teplo, ktoré sa cez deň a leto dostáva na povrch vody, preniká
do značnej hĺbky a ohrieva veľký vodný stĺpec.
Teplota hornej vrstvy a samotného povrchu vody
stúpa málo.
V pôde je prichádzajúce teplo distribuované v tenkom zvršku
vrstva, ktorá sa tak veľmi zahrieva.
V noci a v zime voda stráca teplo z povrchovej vrstvy, ale
namiesto neho prichádza naakumulované teplo z podkladových vrstiev.
Preto teplota na povrchu vody klesá
pomaly.
Na povrchu pôdy pri uvoľňovaní tepla teplota klesá
rýchlo:
teplo nahromadené v tenkej hornej vrstve ju rýchlo opúšťa
bez doplňovania zdola.

13. Teplotný režim podkladového povrchu a aktívnej vrstvy

Teplotný režim podkladu
povrchová a aktívna vrstva
Počas dňa a v lete je teplota na povrchu pôdy vyššia ako teplota na
vodná plocha; nižšie v noci a v zime.
Denné a ročné výkyvy teploty na povrchu pôdy sú väčšie,
navyše oveľa viac ako na hladine vody.
Počas teplej sezóny sa vodná nádrž hromadí v pomerne hrubej vrstve
voda veľké množstvo teplo, ktoré sa uvoľňuje do atmosféry, keď je zima
sezóna.
Pôda počas teplého obdobia vydáva väčšinu tepla v noci,
ktorý cez deň prijíma a do zimy ho hromadí málo.
V stredných zemepisných šírkach počas teplej polovice roka 1,5-3
kcal tepla na štvorcový centimeter povrchu.
V chladnom počasí pôda odovzdáva toto teplo atmosfére. Hodnota ±1,5-3
kcal/cm2 za rok je ročný tepelný cyklus pôdy.
Vplyvom snehovej pokrývky a vegetácie v lete ročná
cirkulácia tepla pôdy klesá; napríklad pri Leningrade o 30 %.
V trópoch je ročný obrat tepla menší ako v miernych zemepisných šírkach, pretože
sú menšie ročné rozdiely v príleve slnečného žiarenia.

14. Teplotný režim podkladového povrchu a aktívnej vrstvy

Teplotný režim podkladu
povrchová a aktívna vrstva
Ročný obrat veľkých zásobníkov tepla je okolo 20
krát viac ako ročný obrat tepla
pôdy.
Baltské more vydáva vzduch v chladnom počasí 52
kcal / cm2 a akumuluje rovnaké množstvo v teplom období.
Ročný tepelný obrat Čierneho mora ±48 kcal/cm2,
V dôsledku týchto rozdielov je teplota vzduchu nad
nižšie pri mori v lete a vyššie v zime ako nad pevninou.

15. Teplotný režim podkladového povrchu a aktívnej vrstvy

Teplotný režim podkladu
povrchová a aktívna vrstva
Pozemok sa rýchlo zohreje a
sa ochladí.
Voda sa ohrieva pomaly a pomaly
sa ochladí
(merná tepelná kapacita vody v
3-4 krát viac pôdy)
Vegetácia znižuje amplitúdu
denné kolísanie teploty
povrch pôdy.
Snehová pokrývka chráni pôdu pred
intenzívne tepelné straty (v zime pôda
mrzne menej)

16.

kľúčovú úlohu pri tvorbe
teplotný režim troposféry
hry výmeny tepla
vzduch so zemským povrchom
vedením

17. Procesy ovplyvňujúce prenos tepla atmosférou

Procesy ovplyvňujúce prenos tepla
atmosféru
1).Turbulencie
(miešanie
vzduch s neusporiadaným
chaotický pohyb).
2).Tepelné
konvekcia
(letecká doprava vo vertikále
smer, ktorý nastane, keď
zahrievanie spodnej vrstvy)

18. Zmeny teploty vzduchu

Zmeny teploty vzduchu
1).
Pravidelné
2). Neperiodické
Neperiodické zmeny
teplota vzduchu
spojené s advekciou vzdušných hmôt
z iných častí zeme
Takéto zmeny sú časté a významné v
mierne zemepisné šírky,
sú spojené s cyklónou
činnosti, v malom
váhy - s miestnymi vetrami.

19. Periodické zmeny teploty vzduchu

Denné a ročné zmeny teploty sú
periodický charakter.
Denné zmeny
Teplota vzduchu sa mení
denný kurz podľa teploty
zemského povrchu, z ktorého
vzduch sa ohrieva

20. Denné kolísanie teploty

Denné kolísanie teploty
Viacročné denné krivky
teploty sú hladké krivky,
podobne ako sínusoidy.
V klimatológii sa o tom uvažuje
denná zmena teploty vzduchu,
spriemerované za mnoho rokov.

21. na povrchu pôdy (1) a vo vzduchu vo výške 2m (2). Moskva (MGU)

Priemerná denná zmena teploty na povrchu
pôda (1) a
vo vzduchu vo výške 2 m (2). Moskva (MGU)

22. Kolísanie priemernej dennej teploty

Priemerná denná zmena teploty
Teplota na povrchu pôdy sa mení počas dňa.
Jeho minimum sa pozoruje približne po pol hodine
svitanie.
Do tejto doby je radiačná bilancia povrchu pôdy
sa rovná nule - prenos tepla z hornej vrstvy
pôdne efektívne žiarenie je vyvážené
zvýšený prílev celkového žiarenia.
Neradiatívna výmena tepla je v tomto čase zanedbateľná.

23. Kolísanie priemernej dennej teploty

Priemerná denná zmena teploty
Teplota na povrchu pôdy stúpa až na 13-14 hodín,
keď v dennom chode dosiahne maximum.
Potom začne teplota klesať.
Radiačná bilancia v popoludňajších hodinách však
zostáva pozitívny; ale
prenos tepla počas dňa z vrchnej vrstvy pôdy do
atmosfére dochádza nielen prostredníctvom efektívne
sálaním, ale aj prostredníctvom zvýšenej tepelnej vodivosti, a
aj so zvýšeným vyparovaním vody.
Pokračuje aj prenos tepla do hĺbky pôdy.
Preto teplota na povrchu pôdy a klesá
od 13-14 hodín do ranného minima.

24.

25. Povrchová teplota pôdy

Maximálne teploty na povrchu pôdy sú zvyčajne vyššie
než vo vzduchu vo výške meteorologickej búdky. Toto je jasné:
cez deň slnečné žiarenie primárne ohrieva pôdu a už
ohrieva vzduch.
V moskovskom regióne v lete na povrchu holej pôdy
pozorujú sa teploty až do + 55 ° av púšti - dokonca až + 80 °.
Nočné teplotné minimá naopak nastávajú pri
povrch pôdy je nižší ako vo vzduchu,
keďže v prvom rade sa pôda efektívne ochladzuje
žiarenia a už z neho sa ochladzuje vzduch.
V zime v moskovskom regióne nočné teploty na povrchu (v tomto čase
pokryté snehom) môže klesnúť pod -50 °, v lete (okrem júla) - na nulu. Na
snehový povrch vo vnútrozemí Antarktídy aj priemer
mesačná teplota v júni je asi -70 ° av niektorých prípadoch môže
klesnúť na -90°.

26. Denný teplotný rozsah

Denný teplotný rozsah
Toto je rozdiel medzi maximom
a minimálna denná teplota.
Denný teplotný rozsah
výmena vzduchu:
podľa ročných období,
podľa zemepisnej šírky
v závislosti od povahy
podkladový povrch,
v závislosti od terénu.

27. Zmeny dennej amplitúdy teploty (Asut)

Zmeny

1. V zime je Asut menej ako v lete
2. S rastúcou zemepisnou šírkou A deň. klesá:
v zemepisnej šírke 20 - 30°
na súši A dni = 12 ° С
v zemepisnej šírke 60° za deň. = 6 °C
3. Otvorené priestory
sa vyznačujú väčším A dňom. :
pre stepi a púšte stredné
Asut \u003d 15-20 ° С (do 30 ° С),

28. Zmeny dennej amplitúdy teploty (Asut)

Zmeny
denná amplitúda teploty (Asut)
4. Blízkosť vodných nádrží
znižuje A deň.
5.Na konvexných reliéfoch
(vrcholy a svahy hôr) Deň. menej,
než na rovine
6. V konkávnych tvaroch terénu
(dutiny, údolia, rokliny atď. A viac dní.

29. Vplyv pôdneho krytu na teplotu povrchu pôdy

Vegetačný kryt znižuje ochladzovanie pôdy v noci.
Nočné žiarenie sa vyskytuje najmä s
samotný povrch porastu, ktorého bude najviac
v pohode.
Pôda pod vegetáciou si zachováva vyššie
teplota.
Cez deň však vegetácia bráni žiareniu
zahrievanie pôdy.
Denný teplotný rozsah pod vegetáciou,
teda znížená a priemer denná teplota
znížená.
Takže vegetačný kryt vo všeobecnosti ochladzuje pôdu.
V Leningradskej oblasti je povrch pôdy pod poľom
plodiny môžu byť počas dňa o 15° chladnejšie ako
úhorom. V priemere je za deň chladnejšie
odkrytá pôda o 6°, a dokonca aj v hĺbke 5-10 cm zostáva
rozdiel 3-4°.

30. Vplyv pôdneho krytu na povrchovú teplotu pôdy

Snehová pokrývka chráni pôdu v zime pred nadmernými tepelnými stratami.
Žiarenie pochádza z povrchu samotnej snehovej pokrývky a pôdy pod ňou
zostáva teplejšia ako holá pôda. Zároveň denná amplitúda
teploty na povrchu pôdy pod snehom prudko klesajú.
AT stredný pruh Európske územie Ruska so snehovou pokrývkou
40-50 cm, teplota povrchu pôdy pod ním je o 6-7 ° vyššia ako
teplota holej pôdy a o 10° vyššia ako teplota na
samotný povrch snehovej pokrývky.
Zimné zamrznutie pôdy pod snehom dosahuje hĺbky asi 40 cm a bez
sneh môže siahať do hĺbky viac ako 100 cm.
Takže vegetačný kryt v lete znižuje teplotu na povrchu pôdy a
snehová pokrývka v zime ju naopak zvyšuje.
Kombinovaný efekt vegetačného krytu v lete a zasnežená zima znižuje
ročná amplitúda teploty na povrchu pôdy; toto zníženie je
asi 10° v porovnaní s holou pôdou.

31. Distribúcia tepla hlboko do pôdy

Čím väčšia je hustota a obsah vlhkosti v pôde, tým
čím lepšie vedie teplo, tým rýchlejšie
šíriť hlbšie a hlbšie
prenikajú teplotné výkyvy.
Bez ohľadu na typ pôdy, periódu oscilácie
teplota sa nemení s hĺbkou.
To znamená, že nielen na povrchu, ale aj na
hĺbky zostáva denný kurz s periódou 24
hodiny medzi každým dvoma po sebe idúcimi
vrcholy alebo pády
a ročný kurz s obdobím 12 mesiacov.

32. Distribúcia tepla hlboko do pôdy

Amplitúdy oscilácií klesajú s hĺbkou.
Zvýšenie hĺbky aritmetického postupu
vedie k postupnému znižovaniu amplitúdy
geometrický.
Ak je teda na povrchu denná amplitúda 30°, a
v hĺbke 20 cm 5 °, potom v hĺbke 40 cm bude užšia
menej ako 1°.
V nejakej relatívne malej hĺbke denne
amplitúda klesá natoľko, že sa stáva
prakticky rovný nule.
V tejto hĺbke (asi 70-100 cm, v rôznych prípadoch
rôzne) začína vrstva konštantný denne
teplota.

33. Denné kolísanie teploty v pôde v rôznych hĺbkach od 1 do 80 cm Pavlovsk, máj.

34. Ročné výkyvy teploty

Amplitúda ročných teplotných výkyvov klesá od
hĺbka.
Ročné výkyvy sa však rozširujú do väčších rozmerov
hĺbky, čo je celkom pochopiteľné: na ich rozloženie
je viac času.
Amplitúdy ročných výkyvov klesajú takmer na
nula v hĺbke asi 30 m v polárnych šírkach,
asi 15-20 m v stredných zemepisných šírkach,
asi 10 m v trópoch
(kde a na povrchu pôdy sú ročné amplitúdy menšie,
ako v stredných zemepisných šírkach).
V týchto hĺbkach začína vrstva konštantnej ročnej
teplota.

35.

Načasovanie maximálnych a minimálnych teplôt
v dennom aj v ročnom chode zaostávajú s hĺbkou
v pomere k nej.
Je to pochopiteľné, pretože teplo trvá, kým sa rozšíri
hĺbka.
Denné extrémy na každých 10 cm hĺbky sa oneskorujú o
2,5-3,5 hodiny.
To znamená, že v hĺbke napríklad 50 cm je denné maximum
vidieť po polnoci.
Ročné maximá a minimá sa oneskorujú o 20 až 30 dní
každý meter hĺbky.
Takže v Kaliningrade v hĺbke 5 m je minimálna teplota
pozorované nie v januári ako na povrchu pôdy, ale v máji,
maximum - nie v júli, ale v októbri

36. Ročné kolísanie teploty v pôde v rôznych hĺbkach od 3 do 753 cm v Kaliningrade.

37. Rozloženie teplôt v pôde vertikálne v rôznych ročných obdobiach

V lete klesá teplota od povrchu pôdy do hĺbky.
Rastie v zime.
Na jar najprv rastie a potom klesá.
Na jeseň najskôr klesá a potom rastie.
Zmeny teploty v pôde s hĺbkou počas dňa alebo roka možno znázorniť pomocou
pomocou izoplného grafu.
Os x predstavuje čas v hodinách alebo mesiacoch v roku.
Os y je hĺbka v pôde.
Každý bod na grafe zodpovedá určitému času a určitej hĺbke. Na
graf zobrazuje priemerné teploty v rôznych hĺbkach v rôznych hodinách resp
mesiacov.
Po nakreslení izočiar spájajúcich body s rovnakými teplotami,
napríklad každý stupeň alebo každé 2 stupne získame rodinu
tepelná izoplita.
Podľa tohto grafu môžete určiť hodnotu teploty pre ktorýkoľvek okamih dňa.
alebo deň v roku a pre akúkoľvek hĺbku v rámci grafu.

38. Izoplety ročných teplotných zmien v pôde v Tbilisi

Izoplety ročného kolísania teploty v pôde v
Tbilisi

39. Denný a ročný chod teploty na hladine nádrží a v horných vrstvách vôd

Ohrev a chladenie sa šíri vo vodných útvaroch viac ako
hrubšiu vrstvu ako v pôde a navyše má väčšiu
tepelná kapacita ako pôda.
V dôsledku tejto zmeny teploty na povrchu vody
veľmi malé.
Ich amplitúda je rádovo v desatinách stupňa: približne 0,1-
0,2° v miernych zemepisných šírkach,
asi 0,5° v trópoch.
V južných moriach ZSSR je denná amplitúda teploty väčšia:
1-2°;
na hladine veľkých jazier v miernych zemepisných šírkach ešte viac:
2-5°.
Denné výkyvy teploty povrchovej vody oceánu
maju maximalne cca 15-16 hodin a minimalne po 2-3 hodinach
po východe slnka.

40. Denné kolísanie teploty na hladine mora (plná krivka) a vo výške 6 m vo vzduchu (prerušovaná krivka) v tropickom

Atlantiku

41. Denný a ročný chod teploty na hladine nádrží a v horných vrstvách vôd

Ročná amplitúda kolísania povrchovej teploty
oceán oveľa viac ako denne.
Je to však menej ako ročná amplitúda na povrchu pôdy.
V trópoch je to asi 2-3 ° pri 40 ° s. sh. asi 10 ° a pri 40 ° S.
sh. okolo 5°.
Na vnútrozemských moriach a hlbokomorských jazerách,
výrazne veľké ročné amplitúdy - až 20 ° alebo viac.
Vo vode sa šíria denné aj ročné výkyvy
(tiež, samozrejme, oneskorene) do väčších hĺbok ako v pôde.
Denné výkyvy sa vyskytujú v mori v hĺbkach do 15
20 m a viac a ročné - až 150 - 400 m.

42. Denné kolísanie teploty vzduchu v blízkosti zemského povrchu

Teplota vzduchu sa mení každý deň
podľa teploty zemského povrchu.
Ako sa vzduch ohrieva a ochladzuje
zemský povrch, amplitúda dennej variácie
teplota v meteorologickej búdke je nižšia,
než na povrchu pôdy, v priemere o
o jednu tretinu.

43. Denné kolísanie teploty vzduchu v blízkosti zemského povrchu

Zvýšenie teploty vzduchu začína zvýšením
teplota pôdy (o 15 minút neskôr) ráno,
po východe slnka. O 13-14 hodinách teplota pôdy,
začne klesať.
Po 14-15 hodinách sa vyrovná s teplotou vzduchu;
Odteraz s ďalším poklesom teploty
pôda začne klesať a teplota vzduchu.
Teda minimum v dennom chode teplôt
vzduch na zemskom povrchu padá na čas
krátko po východe slnka,
a maximálne 14-15 hodín.

44. Denné kolísanie teploty vzduchu v blízkosti zemského povrchu

Denný chod teploty vzduchu je celkom správny
sa prejavuje len pri stabilnom jasnom počasí.
Zdá sa to ešte logickejšie v priemere z veľkého
počet pozorovaní: dlhodobé denné krivky
teplota - hladké krivky, podobné sínusoidám.
Ale v niektorých dňoch môže denné kolísanie teploty vzduchu
veľmi sa mýliť.
Závisí to od zmien oblačnosti, ktoré menia radiatív
podmienok na zemskom povrchu, ako aj z advekcie, teda od
prílev vzdušných hmôt s inou teplotou.
V dôsledku týchto dôvodov môže dôjsť k posunu teplotného minima
aj počas dňa a maximálne v noci.
Denné kolísanie teploty môže úplne zmiznúť alebo krivka
denná zmena bude mať zložitú a nepravidelnú formu.

45. Denné kolísanie teploty vzduchu v blízkosti zemského povrchu

Pravidelný denný priebeh sa prekrýva alebo maskuje
neperiodické zmeny teploty.
Napríklad v Helsinkách je v januári 24 %
pravdepodobnosť, že denné teplotné maximum
byť medzi polnocou a jednou ráno a
len 13% šanca, že padne
časový interval od 12 do 14 hodín.
Aj v trópoch, kde sú neperiodické teplotné zmeny slabšie ako v miernych zemepisných šírkach, je max.
teploty sú popoludní
len v 50 % všetkých prípadov.

46. ​​Denné kolísanie teploty vzduchu v blízkosti zemského povrchu

V klimatológii sa zvyčajne zvažuje denná variácia
priemerná teplota vzduchu za dlhé obdobie.
V takom priemernom dennom kurze neperiodické zmeny
teploty, ktoré klesajú viac-menej rovnomerne
všetky hodiny dňa sa navzájom rušia.
V dôsledku toho má dlhodobá denná variačná krivka
jednoduchý charakter blízky sínusoide.
Zvážte napríklad denné kolísanie teploty vzduchu v
Moskva v januári a júli, vypočítané podľa viacerých rokov
údajov.
Pre každú hodinu bola vypočítaná dlhodobá priemerná teplota
januárové alebo júlové dni a potom podľa získaného priemeru
hodinové hodnoty boli zostrojené dlhodobé krivky
denný kurz na január a júl.

47. Denný priebeh teploty vzduchu v Moskve v januári a júli. Údaje uvádzajú priemerné mesačné teploty v januári a júli.

48. Denné zmeny amplitúdy teploty vzduchu

Denná amplitúda teploty vzduchu sa mení podľa ročného obdobia,
zemepisnej šírky, ako aj v závislosti od charakteru pôdy a
terén.
V zime je to menej ako v lete, rovnako ako amplitúda
teplota podkladu.
S pribúdajúcou zemepisnou šírkou denná amplitúda teploty
vzduchu ubúda, keď klesá poludňajšia výška slnka
za horizontom.
Pod zemepisnými šírkami 20-30 ° na súši je ročný priemer denne
amplitúda teploty asi 12°,
pod 60° okolo 6°,
pod 70° len 3°.
V najvyšších zemepisných šírkach, kde slnko nevychádza resp
prichádza mnoho dní v rade, pravidelný denný kurz
vôbec žiadna teplota.

49. Vplyv charakteru pôdy a pôdneho krytu

Čím väčší je samotný denný rozsah teplôt
povrch pôdy, tým väčšia je denná amplitúda
teplota vzduchu nad ním.
V stepiach a púšťach priemerná denná amplitúda
dosahuje 15-20°, niekedy 30°.
Nad výdatným vegetačným krytom je menšia.
Blízkosť vodných zdrojov ovplyvňuje aj dennú amplitúdu.
povodia: v pobrežných oblastiach je znížená.

50. Vplyv úľavy

Na konvexných reliéfoch (na vrcholoch a na
svahy hôr a kopcov) denný teplotný rozsah
vzduchu je v porovnaní s rovinatým terénom redukovaný.
V konkávnych tvaroch terénu (v údoliach, roklinách a dutinách)
zvýšená.
Dôvodom je, že na konvexných tvaroch terénu
vzduch má zmenšenú plochu kontaktu s
podkladový povrch a rýchlo sa z neho odstráni a nahradí sa
nové masy vzduchu.
V konkávnych formách terénu sa vzduch zohrieva silnejšie od
povrch a stagnuje viac cez deň av noci
silnejšie sa ochladzuje a steká po svahoch. Ale v úzkom
rokliny, kde dochádza k prílevu radiácie aj k efektívnej radiácii
znížené, denné amplitúdy sú menšie ako v širokom
údolia

51. Vplyv morí a oceánov

Malé denné amplitúdy teploty na povrchu
moria majú tiež malé denné amplitúdy
teplota vzduchu nad morom.
Tieto posledné sú však stále vyššie ako denné
amplitúdy na samotnej morskej hladine.
Denné amplitúdy na povrchu otvoreného oceánu
merané len v desatinách stupňa;
ale v spodnej vrstve vzduchu nad oceánom dosahujú 1 -
1,5°),
a ešte viac vo vnútrozemských moriach.
Teplotné amplitúdy vo vzduchu sú zvýšené, pretože
sú ovplyvnené advekciou vzdušných hmôt.
Svoju úlohu zohráva aj priama absorpcia.
slnečné žiarenie spodnými vrstvami vzduchu počas dňa a
žiarenie z nich v noci.

52. Zmena dennej amplitúdy teploty s výškou

Denné teplotné výkyvy v atmosfére siahajú až do
silnejšia vrstva ako denné výkyvy v oceáne.
Vo výške 300 m nad pevninou je amplitúda dennej zmeny teploty
asi 50 % amplitúdy na zemskom povrchu a krajné hodnoty
teploty prídu o 1,5-2 hodiny neskôr.
Vo výške 1 km je denný teplotný rozsah nad pevninou 1-2°,
vo výške 2-5 km 0,5-1°, a denné maximum sa posúva do
večer.
Nad morom sa denná amplitúda teploty mierne zvyšuje s
vysoký v nižších kilometroch, ale stále zostáva malý.
Malé denné teplotné výkyvy sú zaznamenané dokonca
v hornej troposfére a v dolnej stratosfére.
Ale tam sú už určené procesmi absorpcie a emisie
žiarenia vzduchom, a nie vplyvom zemského povrchu.

53. Vplyv terénu

V horách, kde je vplyv podkladového povrchu väčší ako na
zodpovedajúce nadmorské výšky vo voľnej atmosfére, denne
amplitúda klesá s výškou pomalšie.
Na jednotlivých vrcholoch hôr, v nadmorských výškach 3000 m a viac,
denná amplitúda môže byť stále 3-4°.
Na vysokých, rozsiahlych náhorných plošinách je denný teplotný rozsah
vzduch rovnakého rádu ako v nížinách: absorbované žiarenie
a efektívne žiarenie je tu veľké, rovnako ako povrch
kontakt vzduchu s pôdou.
Denný rozsah teploty vzduchu na stanici Murghab o hod
V Pamíre je ročný priemer 15,5°, zatiaľ čo v Taškente je to 12°.

54.

55. Žiarenie zemského povrchu

Vrchné vrstvy pôdy a vody, zasnežené
kryt a samotná vegetácia vyžarujú
dlhovlnné žiarenie; toto pozemské
žiarenie sa často označuje ako vnútorné
žiarenia zo zemského povrchu.

56. Žiarenie zemského povrchu

Absolútne teploty zemského povrchu
sú medzi 180 a 350°.
Pri týchto teplotách sa vyžaruje žiarenie
prakticky leží vo vnútri
4-120 mikrónov,
a maximum jeho energie dopadá na vlnové dĺžky
10-15 mikrónov.
Preto všetko toto žiarenie
infračervené, neviditeľné pre oči.

57.

58. Atmosférické žiarenie

Atmosféra sa zahrieva absorbovaním slnečného žiarenia
(hoci v relatívne malom podiele, asi 15 % z celkového počtu
množstvo prichádzajúce na Zem) a jeho vlastné
žiarenia zo zemského povrchu.
Okrem toho prijíma teplo zo zemského povrchu.
vedením tepla, ako aj vyparovaním a
následná kondenzácia vodnej pary.
Pri zahrievaní sa atmosféra vyžaruje sama.
Rovnako ako zemský povrch vyžaruje neviditeľné
infračervené žiarenie v rovnakom rozsahu
vlnové dĺžky.

59. Protižiarenie

Väčšina (70 %) atmosférického žiarenia pochádza z
zemský povrch, zvyšok ide do sveta
priestor.
Atmosférické žiarenie dopadajúce na zemský povrch sa nazýva protižiarenie.
Prichádzajúce, pretože smeruje k
samovyžarovanie zemského povrchu.
Zemský povrch absorbuje toto protižiarenie
takmer úplne (o 90 – 99 %). Teda je
pre zemský povrch dôležitým zdrojom tepla v
Okrem absorbovaného slnečného žiarenia.

60. Protižiarenie

Protižiarenie sa zvyšuje so zvyšujúcou sa oblačnosťou,
pretože samotné oblaky silno vyžarujú.
Pre ploché stanice miernych zemepisných šírok je priemer
počítadlo intenzity žiarenia (pre každú
štvorcový centimeter vodorovnej zeme
povrch za minútu)
asi 0,3-0,4 cal,
na horských staniciach - asi 0,1-0,2 kal.
Ide o pokles protižiarenia s výškou
v dôsledku zníženia obsahu vodnej pary.
Najväčšie protižiarenie je na rovníku, kde
atmosféra je najhorúcejšia a najbohatšia na vodnú paru.
Blízko rovníka v priemere 0,5-0,6 cal/cm2 min,
V polárnych zemepisných šírkach do 0,3 cal/cm2 min.

61. Protižiarenie

Hlavná látka v atmosfére, ktorá absorbuje
pozemské žiarenie a vysielanie približujúcich sa
žiarenie, je vodná para.
Pohlcuje infračervené žiarenie vo veľkom
spektrálna oblasť - od 4,5 do 80 mikrónov, s výnimkou
interval medzi 8,5 a 11 mikrónov.
S priemerným obsahom vodnej pary v atmosfére
žiarenie s vlnovými dĺžkami od 5,5 do 7,0 mikrónov alebo viac
absorbuje takmer úplne.
Len v rozsahu 8,5-11 mikrónov zemského žiarenia
prechádza atmosférou do kozmického priestoru.

62.

63.

64. Efektívne žiarenie

Protižiarenie je vždy o niečo menšie ako pozemské.
V noci, keď nie je slnečné žiarenie, prichádza zemský povrch
len proti žiareniu.
Zemský povrch stráca teplo vďaka kladnému rozdielu medzi
vlastné a protižiarenie.
Rozdiel medzi vlastným vyžarovaním Zeme
povrchové a protižiarenie atmosféry
nazývané efektívne žiarenie

65. Efektívne žiarenie

Efektívne žiarenie je
čistá strata žiarivej energie a
teda teplo zo zemského povrchu
v noci

66. Efektívne žiarenie

S pribúdajúcou oblačnosťou pribúda
protižiarenie, efektívne žiarenie
klesá.
Pri zamračenom počasí účinné žiarenie
oveľa menej ako v čistom;
V zamračenom počasí menej a v noci
ochladzovanie zemského povrchu.

67. Efektívne žiarenie

Efektívne žiarenie, samozrejme,
existuje aj počas dňa.
Ale cez deň sa to prekrýva alebo čiastočne
kompenzované absorbovaným slnečným žiarením
žiarenia. Preto zemský povrch
teplejšie cez deň ako v noci, v dôsledku čoho
okrem iného aj účinnú radiáciu
viac počas dňa.

68. Efektívne žiarenie

Pohlcovanie pozemského žiarenia a posielanie blížiaceho sa
žiarenie na zemský povrch, atmosféra
najviac znižuje ochladzovanie druhého v
nočný čas.
Cez deň len málo bráni zahrievaniu zeme.
povrchu slnečným žiarením.
Ide o vplyv atmosféry na tepelný režim zeme
povrch sa nazýva skleníkový efekt.
v dôsledku vonkajšej analógie s pôsobením okuliarov
skleníky.

69. Efektívne žiarenie

Všeobecne platí, že zemský povrch v strednej
zemepisných šírkach stráca účinnosť
žiarenie asi polovičné
množstvo tepla, ktoré dostáva
z absorbovaného žiarenia.

70. Radiačná bilancia zemského povrchu

Rozdiel medzi absorbovaným žiarením a radiačnou bilanciou zemského povrchu V prítomnosti snehovej pokrývky radiačná bilancia
ide do kladných hodnôt iba vo výške
slnko je asi 20-25 °, pretože s veľkým snehom albedo
jeho absorpcia celkového žiarenia je malá.
Počas dňa sa radiačná bilancia zvyšuje so zvyšujúcou sa nadmorskou výškou.
slnko a s jeho poklesom klesá.
V noci, keď nie je úplná radiácia,
negatívna radiačná bilancia je
efektívne žiarenie
a preto sa počas noci málo mení, pokiaľ
oblačnosť zostáva rovnaká.

76. Radiačná bilancia zemského povrchu

Stredné poludňajšie hodnoty
radiačná bilancia v Moskve:
v lete s jasnou oblohou - 0,51 kW / m2,
v zime s jasnou oblohou - 0,03 kW / m2
leto za priemerných podmienok
oblačnosť - 0,3 kW / m2,
zima za priemerných podmienok
oblačnosť je asi 0 kW/m2.

77.

78.

79. Radiačná bilancia zemského povrchu

Bilancia žiarenia sa zisťuje bilančným meračom.
Má jednu začernenú prijímaciu dosku
smerujúce k oblohe
a druhý - až na zemský povrch.
Rozdiel v ohreve dosky umožňuje
určiť hodnotu radiačnej bilancie.
V noci sa rovná hodnote efektívnej
žiarenia.

80. Žiarenie do svetového priestoru

Väčšina žiarenia zo zemského povrchu
absorbované v atmosfére.
Prechádza len v rozsahu vlnových dĺžok 8,5-11 mikrónov
atmosféru vo svetovom priestore.
Táto odchádzajúca čiastka je len 10 %.
prílev slnečného žiarenia na hranicu atmosféry.
No okrem toho do sveta vyžaruje aj samotná atmosféra
priestoru asi 55% energie z prichádzajúcej
slnečné žiarenie,
t.j. niekoľkonásobne väčší ako zemský povrch.

81. Žiarenie do svetového priestoru

Žiarenie z nižších vrstiev atmosféry je absorbované
jeho nadložné vrstvy.
Ale ako sa vzďaľujete od zemského povrchu, obsah
vodná para, hlavný absorbér žiarenia,
klesá a je potrebná čoraz hrubšia vrstva vzduchu,
absorbovať žiarenie prichádzajúce z
podkladové vrstvy.
Počnúc od určitej výšky vodnej pary vo všeobecnosti
nestačí absorbovať všetko žiarenie,
prichádzajúce zospodu a z týchto horných vrstiev časť
do sveta pôjde atmosférické žiarenie
priestor.
Výpočty ukazujú, že najsilnejšie vyžarujúce v
Vesmírne vrstvy atmosféry ležia vo výškach 6-10 km.

82. Žiarenie do svetového priestoru

Dlhovlnné žiarenie zemského povrchu a
Atmosféra vstupujúca do vesmíru sa nazýva
odchádzajúce žiarenie.
Je to asi 65 jednotiek, ak vezmeme 100 jednotiek
prílev slnečného žiarenia do atmosféry. Spolu s
odrazené a rozptýlené krátkovlnné slnečné žiarenie
žiarenie, ktoré uniká z atmosféry
množstvo asi 35 jednotiek (planetárne albedo Zeme),
toto vychádzajúce žiarenie kompenzuje prílev slnka
žiarenia na zem.
Zem teda spolu s atmosférou stráca
toľko žiarenia, koľko prijme, t.j.
je v stave vyžarovania (žiarenia)
rovnováhu.

83. Radiačná bilancia

Qincoming = Qoutput
Qincoming \u003d I * S projekcie * (1-A)
σ
1/4
T =
Q prietok = S zem * * T4
T=
0
252 tis

84. Fyzikálne konštanty

I - Solárna konštanta - 1378 W/m2
R(Zem) - 6367 km.
A - priemerné albedo Zeme - 0,33.
Σ - Stefan-Boltzmannova konštanta -5,67 * 10 -8
W/m2K4

Tepelná energia sa do spodných vrstiev atmosféry dostáva najmä z podložného povrchu. Tepelný režim týchto vrstiev

úzko súvisí s tepelným režimom zemského povrchu, preto je jeho štúdium aj jednou z dôležitých úloh meteorológie.

Hlavné fyzikálne procesy, pri ktorých pôda prijíma alebo odovzdáva teplo, sú: 1) prenos tepla sálaním; 2) turbulentná výmena tepla medzi podkladovým povrchom a atmosférou; 3) molekulárna výmena tepla medzi povrchom pôdy a spodnou fixovanou priľahlou vzduchovou vrstvou; 4) výmena tepla medzi vrstvami pôdy; 5) fázový prenos tepla: spotreba tepla na odparovanie vody, topenie ľadu a snehu na povrchu a v hĺbke pôdy, prípadne jeho uvoľňovanie pri spätných procesoch.

Tepelný režim povrchu zeme a vodných útvarov je určený ich termofyzikálnymi charakteristikami. Osobitná pozornosť pri príprave je potrebné venovať pozornosť odvodeniu a analýze rovnice tepelnej vodivosti pôdy (Fourierova rovnica). Ak je pôda rovnomerná vertikálne, potom jej teplota t v hĺbke z v čase t možno určiť z Fourierovej rovnice

kde a- tepelná difúznosť pôdy.

Dôsledkom tejto rovnice sú základné zákony šírenia teplotných výkyvov v pôde:

1. Zákon o invariancii periódy oscilácie s hĺbkou:

T(z) = const(2)

2. Zákon poklesu amplitúdy kmitov s hĺbkou:

(3)

kde a sú amplitúdy v hĺbkach a- tepelná difúznosť vrstvy pôdy ležiacej medzi hĺbkami;

3. Zákon fázového posunu kmitov s hĺbkou (zákon oneskorenia):

(4)

kde je meškanie, t.j. rozdiel medzi momentmi začiatku rovnakej fázy kmitov (napríklad maxima) v hĺbkach a Kolísanie teploty preniká do pôdy do hĺbky znp definovaný pomerom:

(5)

Okrem toho je potrebné venovať pozornosť niekoľkým dôsledkom zo zákona o znížení amplitúdy oscilácií s hĺbkou:

a) hĺbky v rôznych pôdach ( ) amplitúdy teplotných výkyvov s rovnakou periódou ( = T 2) pokles o rovnaký počet krát sa navzájom vzťahujú ako druhé odmocniny tepelnej difúznosti týchto pôd

b) hĺbky, v ktorých v tej istej pôde ( a= konštanta) amplitúdy teplotných výkyvov s rôznymi periódami ( ) znížiť o rovnakú sumu =konšt, spolu súvisia ako druhé odmocniny periód oscilácií

(7)

Je potrebné jasne pochopiť fyzikálny význam a vlastnosti tvorby toku tepla do pôdy.

Povrchová hustota tepelného toku v pôde je určená vzorcom:

kde λ je súčiniteľ tepelnej vodivosti vertikálneho teplotného gradientu pôdy.

Okamžitá hodnota R sú vyjadrené v kW/m zaokrúhlené na stotiny, súčty R - v MJ / m 2 (hodinové a denné - až stotiny, mesačné - až jednotky, ročné - až desiatky).

Priemerná hustota povrchového tepelného toku cez povrch pôdy za časový interval t je opísaná vzorcom

kde C je objemová tepelná kapacita pôdy; interval; z „ p- hĺbka prieniku teplotných výkyvov; ∆tcp- rozdiel medzi priemernými teplotami pôdnej vrstvy do hĺbky znp na konci a na začiatku intervalu m Uveďme hlavné príklady úloh na tému „Tepelný režim pôdy“.

Úloha 1. V akej hĺbke klesá e násobok amplitúdy denných výkyvov v pôde s koeficientom tepelnej difúznosti a\u003d 18,84 cm2/h?

Riešenie. Z rovnice (3) vyplýva, že amplitúda denných fluktuácií sa zníži o faktor e v hĺbke zodpovedajúcej stavu

Úloha 2. Zistite hĺbku prieniku denných teplotných výkyvov do žuly a suchého piesku, ak sú extrémne povrchové teploty susedných oblastí so žulovou pôdou 34,8 °C a 14,5 °C a so suchou piesočnatou pôdou 42,3 °C a 7,8 °C . tepelná difúznosť žuly a g \u003d 72,0 cm 2 / h, suchý piesok a n \u003d 23,0 cm2/h.

Riešenie. Amplitúda teploty na povrchu žuly a piesku sa rovná:

Hĺbka prieniku sa posudzuje podľa vzorca (5):

Vďaka väčšej tepelnej difúznosti žuly sme získali aj väčšiu hĺbku prieniku denných teplotných výkyvov.

Úloha 3. Za predpokladu, že teplota hornej vrstvy pôdy sa mení lineárne s hĺbkou, je potrebné vypočítať hustotu povrchového tepelného toku v suchom piesku, ak je jeho povrchová teplota 23,6 "OD, a teplota v hĺbke 5 cm je 19,4 °C.

Riešenie. Teplotný gradient pôdy sa v tomto prípade rovná:

Tepelná vodivosť suchého piesku λ= 1,0 W/m*K. Tepelný tok do pôdy je určený vzorcom:

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

Tepelný režim povrchovej vrstvy atmosféry je determinovaný najmä turbulentným miešaním, ktorého intenzita závisí od dynamických faktorov (drsnosť zemského povrchu a gradienty rýchlosti vetra na rôznych úrovniach, miera pohybu) a tepelných faktorov (nehomogenita ohrev rôznych častí povrchu a vertikálne rozloženie teplôt).

Na charakterizáciu intenzity turbulentného miešania sa používa koeficient turbulentnej výmeny ALE a koeficient turbulencie TO. Sú spojené vzťahom

K \u003d A / str(10)

kde R - hustota vzduchu.

Koeficient turbulencie Komu merané v m 2 / s s presnosťou na stotiny. Zvyčajne v povrchová vrstva atmosféry používajú koeficient turbulencie TO] na vysokej G"= 1 m. V rámci povrchovej vrstvy:

kde z- výška (m).

Musíte poznať základné metódy určovania TO\.

Úloha 1. Vypočítajte povrchovú hustotu vertikálneho tepelného toku v povrchovej vrstve atmosféry cez oblasť, na úrovni ktorej je hustota vzduchu rovná normálu, koeficient turbulencie je 0,40 m 2 /s a vertikálny teplotný gradient je 30,0 ° C/100 m.

Riešenie. Plošnú hustotu vertikálneho tepelného toku vypočítame podľa vzorca

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

Študovať faktory ovplyvňujúce tepelný režim povrchovej vrstvy atmosféry, ako aj periodické a neperiodické zmeny teploty voľnej atmosféry. Rovnice tepelnej bilancie zemského povrchu a atmosféry popisujú zákon zachovania energie prijatej aktívnou vrstvou Zeme. Zvážte denný a ročný priebeh tepelnej bilancie a dôvody jej zmien.

Literatúra

kapitola Sh, ch. 2, § 1 -8.

Otázky na samovyšetrenie

1. Aké faktory určujú tepelný režim pôdy a vodných plôch?

2. Aký je fyzikálny význam termofyzikálnych charakteristík a ako ovplyvňujú teplotný režim pôdy, vzduchu, vody?

3. Od čoho a ako závisia amplitúdy denných a ročných výkyvov teploty povrchu pôdy?

4. Formulujte základné zákony rozloženia kolísania teploty v pôde?

5. Aké sú dôsledky základných zákonitostí rozloženia teplotných výkyvov v pôde?

6. Aké sú priemerné hĺbky prieniku denných a ročných teplotných výkyvov v pôde a vo vodných útvaroch?

7. Aký vplyv má vegetácia a snehová pokrývka na tepelný režim pôdy?

8. Aké sú znaky tepelného režimu vodných útvarov na rozdiel od tepelného režimu pôdy?

9. Aké faktory ovplyvňujú intenzitu turbulencií v atmosfére?

10. Aké kvantitatívne charakteristiky turbulencie poznáte?

11. Aké sú hlavné metódy stanovenia koeficientu turbulencie, ich výhody a nevýhody?

12. Nakreslite a analyzujte denný priebeh koeficientu turbulencie nad zemským a vodným povrchom. Aké sú dôvody ich odlišnosti?

13. Ako sa určuje povrchová hustota vertikálneho turbulentného tepelného toku v povrchovej vrstve atmosféry?

Pôda je súčasťou klimatického systému, ktorý je najaktívnejším akumulátorom slnečného tepla vstupujúceho na zemský povrch.

Denný chod teploty podkladového povrchu má jedno maximum a jedno minimum. Minimum nastáva okolo východu slnka, maximum nastáva popoludní. Fáza denného cyklu a jeho denná amplitúda závisí od ročného obdobia, stavu podložia, množstva a zrážok, ako aj od polohy staníc, typu pôdy a jej mechanického zloženia.

Podľa mechanického zloženia sa pôdy delia na piesčité, piesčité a hlinité, ktoré sa líšia tepelnou kapacitou, tepelnou difúziou a genetickými vlastnosťami (najmä farbou). Tmavé pôdy absorbujú viac slnečného žiarenia, a preto sa zahrievajú viac ako ľahké pôdy. Piesočnaté a piesčité hlinité pôdy, vyznačujúce sa menšou, teplejšou ako hlinitou.

V ročnom chode teploty podkladového povrchu možno vysledovať jednoduchú periodicitu s minimom zimný čas a maximálne v lete. Na väčšine územia Ruska je najvyššia teplota pôdy pozorovaná v júli, na Ďalekom východe v pobrežnom pásme Okhotského mora, v júli až auguste, na juhu Prímorského kraja - v auguste. .

Maximálne teploty podkladového povrchu počas väčšiny roka charakterizujú extrémny tepelný stav pôdy, a to len pre najchladnejšie mesiace - povrch.

Poveternostné podmienky priaznivé na dosiahnutie maximálnych teplôt podložia sú: mierne zamračené počasie, kedy je maximálny prílev slnečného žiarenia; nízka rýchlosť vetra alebo pokoj, pretože zvýšenie rýchlosti vetra zvyšuje odparovanie vlhkosti z pôdy; malé množstvo zrážok, keďže suchá pôda sa vyznačuje nižšou tepelnou a tepelnou difúziou. Navyše v suchej pôde je menšia spotreba tepla na vyparovanie. Absolútne teplotné maximá sa teda zvyčajne pozorujú počas najjasnejších slnečných dní na suchej pôde a zvyčajne v popoludňajších hodinách.

Geografické rozloženie priemerov z absolútnych ročných maxím teploty podložného povrchu je podobné rozdeleniu izogeoterm priemerných mesačných teplôt povrchu pôdy v r. letné mesiace. Izogeotermy sú prevažne zemepisné. Vplyv morí na teplotu povrchu pôdy sa prejavuje tým, že na západnom pobreží Japonska a na Sachaline a Kamčatke je zemepisný smer izogeotermínov narušený a približuje sa k poludníku (opakuje obrysy pobrežia ). V európskej časti Ruska sa hodnoty priemeru absolútnych ročných maxím teploty podložného povrchu pohybujú od 30 – 35 °C na pobreží severných morí po 60 – 62 °C na juhu Rostova. Región, na územiach Krasnodar a Stavropol, v Kalmyckej republike a Dagestanskej republike. V území je priemer absolútnych ročných maxím povrchovej teploty pôdy o 3–5°C nižší ako v blízkych rovinatých oblastiach, čo súvisí s vplyvom nadmorských výšok na nárast zrážok v území a pôdnej vlhkosti. Rovinaté územia, uzavreté kopcami od prevládajúcich vetrov, sa vyznačujú zníženým množstvom zrážok a nižšími rýchlosťami vetra, a tým aj zvýšenými hodnotami extrémnych teplôt povrchu pôdy.

K najrýchlejšiemu nárastu extrémnych teplôt zo severu na juh dochádza v pásme prechodu z lesa a pásiem do pásma, čo súvisí s poklesom zrážok v pásme stepí a so zmenou zloženia pôdy. Na juhu, pri všeobecne nízkej hladine vlhkosti v pôde, zodpovedajú rovnakým zmenám pôdnej vlhkosti výraznejšie rozdiely v teplote pôd, ktoré sa navzájom líšia mechanickým zložením.

Prudký pokles priemeru absolútnych ročných maxím teploty podložného povrchu z juhu na sever je tiež v severných oblastiach európskej časti Ruska, pri prechode z lesnej zóny do zón a tundry - oblasti nadmerná vlhkosť. Severné oblasti európskej časti Ruska sa v dôsledku aktívnej cyklonálnej činnosti okrem iného líšia od južných oblastí zvýšenou oblačnosťou, ktorá prudko znižuje príchod slnečného žiarenia na zemský povrch.

V ázijskej časti Ruska sa najnižšie priemerné absolútne maximá vyskytujú na ostrovoch a na severe (12–19°С). Pri postupe na juh dochádza k nárastu extrémnych teplôt a na severe európskej a ázijskej časti Ruska k tomuto nárastu dochádza výraznejšie ako na zvyšku územia. V oblastiach s minimálnym množstvom zrážok (napríklad oblasti medzi riekami Lena a Aldan) sa rozlišujú oblasti zvýšených extrémnych teplôt. Keďže oblasti sú veľmi zložité, extrémne teploty povrchu pôdy pre stanice nachádzajúce sa v rôzne formy reliéf (horské oblasti, kotliny, nížiny, údolia veľkých sibírskych riek) sú veľmi odlišné. Priemerné hodnoty absolútnych ročných maxím teploty podložia dosahujú najvyššie hodnoty na juhu ázijskej časti Ruska (okrem pobrežných oblastí). Na juhu Prímorského kraja je priemer absolútnych ročných maxím nižší ako v kontinentálnych regiónoch nachádzajúcich sa v rovnakej zemepisnej šírke. Tu ich hodnoty dosahujú 55–59 °С.

Minimálne teploty podložného povrchu sú tiež pozorované za celkom špecifických podmienok: v najchladnejších nociach, v hodinách blízkych východu slnka, počas anticyklonálnych poveternostných podmienok, keď nízka oblačnosť podporuje maximálne efektívne žiarenie.

Rozloženie priemerných izogeoterm z absolútnych ročných miním teploty podkladového povrchu je podobné rozdeleniu izotermy minimálnych teplôt vzduchu. Na väčšine územia Ruska, s výnimkou južných a severných oblastí, majú priemerné izogeotermy absolútnych ročných minimálnych teplôt podložia poludníkovú orientáciu (klesajú od západu na východ). V európskej časti Ruska sa priemer absolútnych ročných minimálnych teplôt podložia pohybuje od -25 °C v západných a južných oblastiach do -40 ... -45 °C vo východných a najmä severovýchodných oblastiach. (Timan Ridge a Bolshezemelskaya tundra). Najvyššie priemerné hodnoty absolútnych ročných teplotných miním (–16…–17°C) sa vyskytujú na pobreží Čierneho mora. Vo väčšine ázijskej časti Ruska sa priemer absolútnych ročných miním pohybuje v rozmedzí -45 ... -55 ° С. Takéto nevýznamné a pomerne rovnomerné rozloženie teploty na rozsiahlom území je spojené s jednotnosťou podmienok na vytváranie minimálnych teplôt v oblastiach vystavených vplyvu Sibíri.

V oblastiach východnej Sibíri s komplexným reliéfom, najmä v Republike Sakha (Jakutsko), spolu s radiačnými faktormi majú reliéfne prvky výrazný vplyv na pokles minimálnych teplôt. Tu v ťažkých podmienkach horská krajina v depresiách a kotlinách sú vytvorené obzvlášť priaznivé podmienky na ochladzovanie podkladového povrchu. Republika Sakha (Jakutsko) má najnižšie priemerné hodnoty absolútnych ročných miním teploty podložného povrchu v Rusku (do –57…–60 °С).

Na pobreží arktických morí sú v dôsledku rozvoja aktívnej zimnej cyklonálnej činnosti minimálne teploty vyššie ako vo vnútrozemí. Izogeotermy majú takmer zemepisný smer a pokles priemeru absolútnych ročných miním zo severu na juh nastáva pomerne rýchlo.

Na pobreží izogeotermy opakujú obrysy brehov. Vplyv aleutského minima sa prejavuje zvýšením priemeru absolútnych ročných miním v pobrežnej zóne v porovnaní s vnútrozemskými oblasťami, najmä na južnom pobreží Prímorského kraja a na Sachaline. Priemer absolútnych ročných miním je tu –25…–30°С.

Zamrznutie pôdy závisí od veľkosti negatívnych teplôt vzduchu v chladnom období. Najdôležitejším faktorom zabraňujúcim zamrznutiu pôdy je prítomnosť snehovej pokrývky. Jeho charakteristiky ako čas formovania, sila, trvanie výskytu určujú hĺbku zamrznutia pôdy. Neskoré založenie snehovej pokrývky prispieva k väčšiemu premŕzaniu pôdy, keďže v prvej polovici zimy je intenzita premŕzania pôdy najväčšia a naopak skoré zakladanie snehovej pokrývky bráni výraznému premŕzaniu pôdy. Vplyv hrúbky snehovej pokrývky sa najvýraznejšie prejavuje v oblastiach s nízkou teplotou vzduchu.

Pri rovnakej hĺbke zamrznutia závisí od typu pôdy, jej mechanického zloženia a vlhkosti.

Napríklad v severných regiónoch Západná Sibír s nízkou a silnou snehovou pokrývkou je hĺbka zamrznutia pôdy menšia ako v južnejších a teplejších oblastiach s malými. Zvláštny obraz sa odohráva v regiónoch s nestabilnou snehovou pokrývkou (južné oblasti európskej časti Ruska), kde môže prispieť k zvýšeniu hĺbky zamrznutia pôdy. Je to spôsobené tým, že pri častých zmenách mrazov a topenia sa na povrchu tenkej snehovej pokrývky vytvára ľadová kôra, ktorej súčiniteľ tepelnej vodivosti je niekoľkonásobne väčší ako tepelná vodivosť snehu a vody. Pôda v prítomnosti takejto kôry sa ochladí a zamrzne oveľa rýchlejšie. Prítomnosť vegetačného krytu prispieva k zníženiu hĺbky zamrznutia pôdy, pretože zadržiava a hromadí sneh.

prepis

1 TEPELNÝ REŽIM ATMOSFÉRY A ZEMESKÉHO POVRCHU

2 Tepelná bilancia zemského povrchu Celkové žiarenie a protižiarenie atmosféry vstupuje na zemský povrch. Sú absorbované povrchom, to znamená, že idú na ohrev horných vrstiev pôdy a vody. Zároveň samotný zemský povrch vyžaruje a pri tom stráca teplo.

3 Zemský povrch (aktívny povrch, podložný povrch) t.j. povrch pôdy alebo vody (vegetácia, sneh, ľadová pokrývka), nepretržite rôzne cesty získava a stráca teplo. Cez zemský povrch sa teplo prenáša hore do atmosféry a dole do pôdy alebo vody. V akomkoľvek časovom období ide hore a dole zo zemského povrchu rovnaké množstvo tepla, aké počas tohto času prijíma zhora a zdola. Ak by to bolo inak, nenaplnil by sa zákon zachovania energie: bolo by potrebné predpokladať, že energia vzniká alebo zaniká na zemskom povrchu. Algebraický súčet všetkých tepelných vstupov a výstupov na zemský povrch by sa mal rovnať nule. Vyjadruje to rovnica tepelnej bilancie zemského povrchu.

4 rovnica tepelnej bilancie Aby sme napísali rovnicu tepelnej bilancie, najprv skombinujeme absorbované žiarenie Q (1- A) a efektívne žiarenie Eef = Ez - Ea do radiačnej bilancie: B=S +D R + Ea Ez alebo B= Q (1 - A) - Eef

5 Radiačná bilancia zemského povrchu - Ide o rozdiel medzi absorbovaným žiarením (celkové žiarenie mínus odrazené) a efektívnym žiarením (žiarenie zemského povrchu mínus protižiarenie) B=S +D R + Ea Ez B=Q(1-A)- Eef 0 Preto V= - Eeff

6 1) Príchod tepla zo vzduchu alebo jeho výdaj do ovzdušia tepelnou vodivosťou označujeme P 2) Rovnaký príjem alebo spotrebu výmenou tepla s hlbšími vrstvami pôdy alebo vody budeme nazývať A. 3) Stratu tepla pri vyparovaní alebo jeho príchode pri kondenzácii na zemský povrch, označujeme LE kde L je merné teplo vyparovania a E je vyparovanie/kondenzácia (hmotnosť vody). Potom bude rovnica tepelnej bilancie zemského povrchu napísaná takto: B \u003d P + A + LE Rovnica tepelnej bilancie sa vzťahuje na jednotku plochy aktívneho povrchu Všetky jej členy sú energetické toky, ktoré majú rozmer W/m2

7, význam rovnice je, že radiačná bilancia na zemskom povrchu je vyvážená neradiačným prenosom tepla. Rovnica platí pre akýkoľvek časový interval vrátane pre viacročné obdobie.

8 Zložky tepelnej bilancie sústavy Zem-atmosféra Prijaté zo Slnka Uvoľnené zemským povrchom

9 Možnosti tepelnej bilancie Q Radiačná bilancia LE Tepelné straty odparovaním H Turbulentný tepelný tok z (do) atmosféry z podložia G -- Tepelný tok do (z) hĺbky pôdy

10 Príchod a spotreba B=Q(1-A)-Eef B= P+A+LE Q(1-A)- Tok slnečného žiarenia, čiastočne odrazený, preniká hlboko do aktívnej vrstvy do rôznych hĺbok a vždy ju ohrieva Efektívne žiarenie zvyčajne ochladzuje povrch Eeff Odparovanie tiež vždy ochladzuje povrch LE Tepelný tok do atmosféry Р ochladzuje povrch počas dňa, keď je teplejší ako vzduch, ale ohrieva ho v noci, keď je atmosféra teplejšia ako zemský povrch. Prúdenie tepla do pôdy A, odoberá prebytočné teplo cez deň (ochladzuje povrch), no v noci prináša chýbajúce teplo z hĺbky

11 Priemerná ročná teplota zemského povrchu a aktívnej vrstvy sa z roka na rok mení len málo Zo dňa na deň a z roka na rok sa priemerná teplota aktívnej vrstvy a zemského povrchu na akomkoľvek mieste mení len málo. To znamená, že cez deň sa do hĺbky pôdy alebo vody cez deň dostane takmer toľko tepla, koľko ju v noci opustí. Ale predsa len, počas letných dní ide teplo o niečo viac dole, ako prichádza zdola. Preto sú vrstvy pôdy a vody a ich povrch zo dňa na deň ohrievané. V zime nastáva opačný proces. Tieto sezónne zmeny v príjme a výdaji tepla v pôde a vode sú v priebehu roka takmer vyrovnané a priemerná ročná teplota zemského povrchu a aktívnej vrstvy sa z roka na rok mení len málo.

12 Podkladový povrch je zemský povrch, ktorý priamo interaguje s atmosférou.

13 Aktívna plocha Druhy prenosu tepla aktívnej plochy Ide o povrch pôdy, vegetácie a akéhokoľvek iného druhu zemského a oceánskeho povrchu (voda), ktorý pohlcuje a vydáva teplo, reguluje tepelný režim vlastného tela a telesa. susedná vzduchová vrstva (povrchová vrstva)

14 Približné hodnoty parametrov tepelných vlastností aktívnej vrstvy Zeme Hustota látky Kg / m 3 Tepelná kapacita J / (kg K) Tepelná vodivosť W / (m K) vzduch 1,02 voda, 63 ľad, 5 sneh , 11 dreva, 0 piesku, 25 kameňa, 0

15 Ako sa ohrieva zem: tepelná vodivosť je jedným z druhov prenosu tepla

16 Mechanizmus vedenia tepla (prenos tepla hlboko do telies) Vedenie tepla je jedným z druhov prenosu tepla z viac ohrievaných častí tela do menej ohrievaných, čo vedie k vyrovnávaniu teploty. Zároveň sa v tele prenáša energia z častíc (molekúl, atómov, elektrónov) s vyššou energiou na častice s nižšou energiou. prietok q je úmerný grad T, teda kde λ je súčiniteľ tepelnej vodivosti, alebo jednoducho tepelná vodivosť, nezávisí od stupňa T. λ závisí od súhrnného stavu látky (pozri tabuľku), jej atómovej a molekulárnej štruktúry, teploty a tlaku, zloženia (v prípade zmesi alebo roztoku) atď. Tepelný tok do pôda V rovnici tepelnej bilancie je to A G T c z

17 Prenos tepla do pôdy sa riadi zákonmi Fourierovej tepelnej vodivosti (1 a 2) 1) Perióda kolísania teploty sa s hĺbkou nemení 2) Amplitúda kolísania klesá exponenciálne s hĺbkou

18 Šírenie tepla do pôdy Čím väčšia je hustota a vlhkosť pôdy, tým lepšie vedie teplo, tým rýchlejšie sa šíri do hĺbky a tým hlbšie prenikajú teplotné výkyvy. Bez ohľadu na typ pôdy sa však obdobie kolísania teploty s hĺbkou nemení. To znamená, že nielen na povrchu, ale aj v hĺbkach zostáva denný kurz s periódou 24 hodín medzi každým dvoma po sebe nasledujúcimi maximami alebo minimami a ročný kurz s periódou 12 mesiacov.

19 Vznik teploty vo vrchnej vrstve pôdy (čo ukazujú kľukové teplomery) Amplitúda výkyvov klesá exponenciálne. Pod určitou hĺbkou (asi cm cm) sa teplota počas dňa takmer nemení.

20 Denné a ročné kolísanie teploty povrchu pôdy Teplota na povrchu pôdy má denné kolísanie: Minimum sa pozoruje približne pol hodiny po východe slnka. Do tejto doby sa radiačná bilancia povrchu pôdy rovná nule, prenos tepla z hornej vrstvy pôdy efektívnym žiarením je vyvážený zvýšeným prílevom celkového žiarenia. Neradiatívna výmena tepla je v tomto čase zanedbateľná. Potom teplota na povrchu pôdy stúpa až na hodiny, kedy dosahuje maximum v dennom chode. Potom začne teplota klesať. Radiačná bilancia v popoludňajších hodinách zostáva pozitívna; počas dňa sa však teplo z hornej vrstvy pôdy uvoľňuje do atmosféry nielen účinným žiarením, ale aj zvýšenou tepelnou vodivosťou, ako aj zvýšeným vyparovaním vody. Pokračuje aj prenos tepla do hĺbky pôdy. Preto teplota na povrchu pôdy klesá z hodín na ranné minimum.

21 Denné kolísanie teploty v pôde v rôznych hĺbkach, amplitúdy kolísania klesajú s hĺbkou. Ak je teda na povrchu denná amplitúda 30 a v hĺbke 20 cm - 5, potom v hĺbke 40 cm už bude menšia ako 1. V určitej relatívne malej hĺbke denná amplitúda klesá na nulu. V tejto hĺbke (asi cm) začína vrstva konštantnej dennej teploty. Pavlovsk, máj. Amplitúda ročných teplotných výkyvov klesá s hĺbkou podľa rovnakého zákona. Každoročné výkyvy sa však šíria do väčšej hĺbky, čo je celkom pochopiteľné: na ich šírenie je viac času. Amplitúdy ročných výkyvov klesajú k nule v hĺbke asi 30 m v polárnych šírkach, asi 10 m v stredných zemepisných šírkach a asi 10 m v trópoch (kde sú ročné amplitúdy aj na povrchu pôdy nižšie ako v stredné zemepisné šírky). V týchto hĺbkach začína vrstva konštantnej ročnej teploty. Denný cyklus v pôde sa tlmí s hĺbkou amplitúdy a zaostáva vo fáze v závislosti od vlhkosti pôdy: maximum nastáva večer na súši a v noci na vode (to isté platí pre minimum ráno a popoludní).

22 Fourierove zákony vedenia tepla (3) 3) Fázové oneskorenie kmitania rastie lineárne s hĺbkou. čas nástupu teplotného maxima sa posúva voči vyšším vrstvám o niekoľko hodín (smerom k večeru a dokonca aj noci)

23 Štvrtý Fourierov zákon Hĺbky vrstiev konštantnej dennej a ročnej teploty sú vo vzájomnom vzťahu ako odmocniny periód oscilácií, teda ako 1 : 365. To znamená, že hĺbka, v ktorej ročné oscilácie klesajú, je 19 krát väčšia ako hĺbka, kde sú denné výkyvy tlmené. A tento zákon, rovnako ako ostatné Fourierove zákony, je celkom dobre potvrdený pozorovaniami.

24 Vznik teploty v celej aktívnej vrstve pôdy (Čo ukazujú výfukové teplomery) 1. Obdobie kolísania teploty sa s hĺbkou nemení 2. Pod určitou hĺbkou sa teplota v priebehu roka nemení. 3. Hĺbky šírenia ročných výkyvov sú približne 19-krát väčšie ako denné výkyvy

25 Prenikanie teplotných výkyvov hlboko do pôdy v súlade s modelom tepelnej vodivosti

26. Priemerná denná zmena teploty na povrchu pôdy (P) a vo vzduchu vo výške 2 m (V). Pavlovsk, jún. Maximálne teploty na povrchu pôdy sú zvyčajne vyššie ako vo vzduchu vo výške meteorologickej búdky. Je to pochopiteľné: počas dňa slnečné žiarenie primárne ohrieva pôdu a už sa z nej ohrieva vzduch.

27 ročný chod teploty pôdy Teplota povrchu pôdy sa samozrejme mení aj v ročnom chode. V tropických zemepisných šírkach je jeho ročná amplitúda, t. j. rozdiel dlhodobých priemerných teplôt najteplejších a najchladnejších mesiacov v roku, malá a zväčšuje sa so zemepisnou šírkou. Na severnej pologuli na 10. zemepisnej šírke je to asi 3, na zemepisnej šírke 30 asi 10, na zemepisnej šírke 50 je to v priemere asi 25.

28 Teplotné výkyvy v pôde sa tlmia s hĺbkou amplitúdy a fázovým oneskorením, maximum sa posúva na jeseň a minimum na jar Ročné maximá a minimá sa oneskorujú o dni na každý meter hĺbky. Ročné kolísanie teploty v pôde v rôznych hĺbkach od 3 do 753 cm v Kaliningrade. V tropických zemepisných šírkach je ročná amplitúda, t. j. rozdiel v dlhodobých priemerných teplotách najteplejších a najchladnejších mesiacov v roku, malá a zvyšuje sa so zemepisnou šírkou. Na severnej pologuli na 10. zemepisnej šírke je to asi 3, na zemepisnej šírke 30 asi 10, na zemepisnej šírke 50 je to v priemere asi 25.

29 Metóda tepelnej izoplety Vizuálne predstavuje všetky znaky zmeny teploty v čase aj s hĺbkou (v jednom bode) Príklad ročnej variácie a dennej variácie Izoplety ročnej zmeny teploty v pôde v Tbilisi

30 Denný chod teploty vzduchu povrchovej vrstvy Teplota vzduchu sa mení v dennom chode v nadväznosti na teplotu zemského povrchu. Keďže vzduch sa ohrieva a ochladzuje od zemského povrchu, amplitúda denného kolísania teploty v meteorologickej búdke je menšia ako na povrchu pôdy, v priemere asi o jednu tretinu. Nárast teploty vzduchu začína zvyšovaním teploty pôdy (o 15 minút neskôr) ráno, po východe slnka. Ako vieme, po hodinách začne teplota pôdy klesať. V hodinách sa vyrovná s teplotou vzduchu; od toho času s ďalším poklesom teploty pôdy začína klesať aj teplota vzduchu. Minimum v dennom chode teploty vzduchu pri zemskom povrchu teda pripadá na čas krátko po východe Slnka a maximum na hodiny.

32 Rozdiely v tepelnom režime pôdy a vodných útvarov Vo výhrevných a tepelných charakteristikách povrchových vrstiev pôdy a vrchných vrstiev vodných útvarov sú výrazné rozdiely. V pôde sa teplo šíri vertikálne molekulárnym vedením tepla a v ľahko sa pohybujúcej vode aj turbulentným miešaním vodných vrstiev, čo je oveľa efektívnejšie. Turbulencie vo vodných útvaroch sú primárne spôsobené vlnami a prúdmi. Ale v noci a v chladnom období sa k tomuto druhu turbulencie pripája aj tepelná konvekcia: voda ochladená na povrchu klesá v dôsledku zvýšenej hustoty a je nahradená teplejšou vodou zo spodných vrstiev.

33 Teplotné vlastnosti vodných útvarov spojené s veľkými turbulentnými koeficientmi prestupu tepla Denné a ročné výkyvy vo vode prenikajú do oveľa väčších hĺbok ako v pôde Teplotné amplitúdy sú oveľa menšie a takmer rovnaké v UML jazier a morí Tepelné toky v aktívnej vodnej vrstve sú mnohonásobne väčšie ako v pôde

34 Denné a ročné výkyvy V dôsledku toho siahajú denné výkyvy teploty vody do hĺbky asi desiatok metrov, v pôde do menej ako jedného metra. Ročné výkyvy teploty vo vode siahajú do hĺbky stoviek metrov a v pôde len do m. Takže teplo, ktoré cez deň a v lete prichádza na povrch vody, preniká do značnej hĺbky a ohrieva veľkú hrúbku vody. z vody. Teplota hornej vrstvy a samotného povrchu vody stúpa súčasne len málo. V pôde sa prichádzajúce teplo rozdeľuje v tenkej hornej vrstve, ktorá sa tak silne zahrieva. Výmena tepla s hlbšími vrstvami v rovnici tepelnej bilancie "A" pre vodu je oveľa väčšia ako pre pôdu a tepelný tok do atmosféry "P" (turbulencia) je zodpovedajúcim spôsobom menší. V noci a v zime voda stráca teplo z povrchovej vrstvy, no namiesto nej prichádza naakumulované teplo z podložných vrstiev. Preto teplota na povrchu vody pomaly klesá. Na povrchu pôdy pri uvoľňovaní tepla rýchlo klesá teplota: teplo nahromadené v tenkej hornej vrstve ju rýchlo opúšťa bez toho, aby sa dopĺňalo zdola.

35 Získali sa mapy turbulentného prenosu tepla atmosféry a podkladového povrchu

36 V oceánoch a moriach zohráva svoju úlohu pri premiešavaní vrstiev a s tým súvisiacom prenose tepla aj vyparovanie. Pri výraznom vyparovaní z hladiny mora sa horná vrstva vody stáva slanejšou a hustejšou, v dôsledku čoho voda klesá z hladiny do hĺbky. Okrem toho žiarenie preniká hlbšie do vody v porovnaní s pôdou. Napokon tepelná kapacita vody je v porovnaní s pôdou veľká a rovnaké množstvo tepla zohreje masu vody na nižšiu teplotu ako tá istá masa pôdy. TEPELNÁ KAPACITA - Množstvo tepla absorbovaného telom pri zahriatí o 1 stupeň (Celsius) alebo odovzdaného pri ochladení o 1 stupeň (Celsia) alebo schopnosť materiálu akumulovať tepelnú energiu.

37 Vzhľadom na tieto rozdiely v rozložení tepla: 1. v teplom období voda akumuluje veľké množstvo tepla v dostatočne hrubej vrstve vody, ktoré sa v chladnom období uvoľňuje do atmosféry. 2. v teplom období pôda vydáva v noci väčšinu tepla, ktoré prijíma cez deň, a do zimy ho akumuluje málo. V dôsledku týchto rozdielov je teplota vzduchu nad morom v lete nižšia a v zime vyššia ako nad pevninou. V stredných zemepisných šírkach sa počas teplej polovice roka v pôde naakumuluje 1,5-3 kcal tepla na štvorcový centimeter povrchu. V chladnom počasí pôda odovzdáva toto teplo atmosfére. Hodnota ±1,5 3 kcal / cm 2 za rok predstavuje ročný tepelný cyklus pôdy.

38 Amplitúdy ročných teplotných zmien určujú kontinentálne podnebie alebo more Mapa amplitúd ročných teplotných zmien v blízkosti zemského povrchu

39 Poloha miesta voči pobrežiu výrazne ovplyvňuje režim teploty, vlhkosti, oblačnosti, zrážok a určuje stupeň kontinentality podnebia.

40 Kontinentalita podnebia Kontinentalita podnebia - totalita charakteristické znaky podnebie, určené vplyvom pevniny na procesy tvorby klímy. V klíme nad morom (morská klíma) sa pozorujú malé ročné amplitúdy teploty vzduchu v porovnaní s kontinentálnym podnebím nad pevninou s veľkými ročnými amplitúdami teploty.

41 Ročné kolísanie teploty vzduchu na 62 N: na Faerských ostrovoch a v Jakutsku odráža geografickú polohu týchto bodov: v prvom prípade - blízko západného pobrežia Európy, v druhom - vo východnej časti Ázie

42 Priemerná ročná amplitúda v Torshavne 8, v Jakutsku 62 C. Na kontinente Eurázia je pozorovaný nárast ročnej amplitúdy v smere zo západu na východ.

43 Eurázia - kontinent s najväčším rozložením kontinentálnej klímy Tento typ podnebia je typický pre vnútorné oblasti kontinentov. Kontinentálne podnebie je dominantné na významnej časti územia Ruska, Ukrajiny, Strednej Ázie (Kazachstan, Uzbekistan, Tadžikistan), vnútornej Číny, Mongolska, vnútrozemia USA a Kanady. Kontinentálne podnebie vedie k tvorbe stepí a púští, pretože väčšina vlhkosti morí a oceánov nedosahuje vnútrozemské regióny.

44 index kontinentality je číselná charakteristika kontinentality klímy. Existuje niekoľko možností pre I K, ktoré sú založené na jednej alebo druhej funkcii ročnej amplitúdy teploty vzduchu A: podľa Gorchinského, podľa Konrada, podľa Zenkera, podľa Chromova.. Existujú indexy postavené na iných základoch. Napríklad pomer frekvencie výskytu kontinentálnych vzdušných hmôt k frekvencii morských vzdušných hmôt bol navrhnutý ako IC. L. G. Polozová navrhla charakterizovať kontinentalitu osobitne za január a júl vo vzťahu k najväčšej kontinentalite v danej zemepisnej šírke; táto posledná je určená z teplotných anomálií. Η. Η. Ivanov navrhol I.K. ako funkciu zemepisnej šírky, ročných a denných amplitúd teploty a deficitu vlhkosti v najsuchšom mesiaci.

45 index kontinentality Veľkosť ročnej amplitúdy teploty vzduchu závisí od zemepisnej šírky. V nízkych zemepisných šírkach sú ročné amplitúdy teploty menšie v porovnaní s vysokými zemepisnými šírkami. Toto ustanovenie vedie k potrebe vylúčiť vplyv zemepisnej šírky na ročnú amplitúdu. Na tento účel sú navrhnuté rôzne ukazovatele kontinentality klímy, reprezentované ako funkcia ročnej amplitúdy teploty a zemepisnej šírky. Vzorec L. Gorchinsky, kde A je ročná amplitúda teploty. Priemerná kontinentalita nad oceánom je nulová a pre Verchojansk je to 100.

47 Námorná a kontinentálna teplá zima(od -8 C do 0 C), chladné leto (+16 C) a veľké množstvo zrážok (viac ako 800 mm), ktoré padajú rovnomerne počas celého roka. Mierne kontinentálne podnebie je charakteristické kolísaním teploty vzduchu od cca -8 C v januári do +18 C v júli, zrážok je tu viac ako mm, ktoré spadajú prevažne v lete. Oblasť kontinentálneho podnebia sa vyznačuje viac nízke teploty v zime (do -20 C) a menej zrážok (asi 600 mm). V miernom ostro kontinentálnom podnebí bude zima ešte chladnejšia až do -40 C a zrážok bude aj menej ako mm.

48 Extrémy Teploty až do +55 a v púšti dokonca až do +80 sa pozorujú v lete na povrchu holej pôdy v Moskovskej oblasti. Nočné minimá teplôt sú naopak na povrchu pôdy nižšie ako vo vzduchu, keďže pôda je predovšetkým ochladzovaná účinným žiarením a vzduch je z nej už ochladzovaný. V zime v Moskovskej oblasti môžu nočné teploty na povrchu (v tomto čase pokrytom snehom) klesnúť pod 50, v lete (okrem júla) až k nule. Na zasneženom povrchu vo vnútrozemí Antarktídy je dokonca priemerná mesačná teplota v júni okolo 70 a v niektorých prípadoch môže klesnúť až na 90.

49 Mapy priemernej teploty vzduchu Január a júl

50 Rozloženie teploty vzduchu (rozdelenie na zóny je hlavným faktorom klimatického členenia) Priemerný ročný Priemerný letný (júl) Priemer za január Priemer za zemepisné pásma

51 Teplotný režim územia Ruska Vyznačuje sa veľkými kontrastmi v zime. Vo východnej Sibíri zimná anticyklóna, ktorá je mimoriadne stabilným barickým útvarom, prispieva k vytvoreniu studeného pólu v severovýchodnom Rusku s priemernou mesačnou teplotou vzduchu v zime 42 C. Priemerná minimálna teplota v zime je 55 C. zima sa mení od C na juhozápade, siaha po pobrežie Čierneho mora kladné hodnoty, až C v centrálnych oblastiach.

52 Priemerná povrchová teplota vzduchu (С) v zime

53 Priemerná povrchová teplota vzduchu (С) v lete Priemerná teplota vzduchu sa pohybuje od 4 5 C na severných pobrežiach po C na juhozápade, kde jej priemerné maximum je C a absolútne maximum je 45 C. Amplitúda extrémnych teplôt dosahuje 90 C. Znakom teplotného režimu vzduchu v r. Rusko je svojimi veľkými dennými a ročnými amplitúdami najmä v ostro kontinentálnej klíme ázijského územia. Ročná amplitúda sa pohybuje od 8 10 C ETR do 63 C vo východnej Sibíri v oblasti Verchojanského pohoria.

54 Vplyv vegetačného krytu na teplotu povrchu pôdy Vegetačný kryt znižuje ochladzovanie pôdy v noci. Nočné žiarenie sa v tomto prípade vyskytuje najmä zo samotného povrchu vegetácie, ktorý bude najviac ochladzovaný. Pôda pod vegetáciou si udržuje vyššiu teplotu. Počas dňa však vegetácia bráni sálavému ohrevu pôdy. Znižuje sa denný teplotný rozsah pod vegetáciou a znižuje sa priemerná denná teplota. Takže vegetačný kryt vo všeobecnosti ochladzuje pôdu. V Leningradskej oblasti je povrch pôdy pod poľné plodiny môže byť počas dňa až o 15 stupňov chladnejšia ako pôda ležiaca ladom. V priemere za deň je chladnejšia ako holá pôda o 6 a dokonca aj v hĺbke 5-10 cm je rozdiel 3-4.

55 Vplyv snehovej pokrývky na teplotu pôdy Snehová pokrývka chráni pôdu pred tepelnými stratami v zime. Žiarenie pochádza z povrchu samotnej snehovej pokrývky a pôda pod ňou zostáva teplejšia ako holá pôda. Zároveň prudko klesá denná amplitúda teploty na povrchu pôdy pod snehom. V strednom pásme európskeho územia Ruska so snehovou pokrývkou 50 cm je teplota povrchu pôdy pod ňou o 6-7 vyššia ako teplota holej pôdy a o 10 vyššia ako teplota na povrchu samotná snehová pokrývka. Zimné premŕzanie pôdy pod snehom dosahuje hĺbky asi 40 cm a bez snehu sa môže šíriť aj do hĺbky viac ako 100 cm.Takže vegetačná pokrývka v lete znižuje teplotu na povrchu pôdy a snehová pokrývka v zime naopak. zvyšuje to. Kombinovaný účinok vegetačnej pokrývky v lete a snehovej pokrývky v zime znižuje ročnú amplitúdu teploty na povrchu pôdy; to je pokles rádovo o 10 v porovnaní s holou pôdou.

56 NEBEZPEČNÉ METEOROLOGICKÉ ÚKAZY A ICH KRITÉRIÁ 1. veľmi silný vietor (vrátane prívalov) s rýchlosťou najmenej 25 m/s (vrátane nárazov) na morských pobrežiach av horských oblastiach s rýchlosťou najmenej 35 m/s; 2. veľmi silný dážď s intenzitou najmenej 50 mm počas obdobia najviac 12 hodín; 4. veľmi husté sneženie s hrúbkou najmenej 20 mm na obdobie nie dlhšie ako 12 hodín; 5. veľké krúpy – nie menšie ako 20 mm; 6. silná snehová búrka - s priemernou rýchlosťou vetra najmenej 15 m/s a viditeľnosťou menšou ako 500 m;

57 7. Silná prachová búrka s priemernou rýchlosťou vetra najmenej 15 m/sa dohľadnosťou najviac 500 m; 8. viditeľnosť v silnej hmle nie viac ako 50 m; 9. Silné nánosy ľadu a námrazy najmenej 20 mm v prípade ľadu, najmenej 35 mm v prípade zložitých nánosov alebo mokrého snehu, najmenej 50 mm v prípade námrazy. 10. Extrémne horúčavy - Vysoká maximálna teplota vzduchu najmenej 35 ºС na viac ako 5 dní. 11. Silný mráz - Minimálna teplota vzduchu nie je nižšia ako mínus 35ºС po dobu najmenej 5 dní.

58 Nebezpečenstvo vysokej teploty Nebezpečenstvo požiaru Extrémne teplo

59 Nebezpečenstvo nízkej teploty

60 Zmraziť. Zamŕzanie je krátkodobé zníženie teploty vzduchu alebo aktívneho povrchu (povrchu pôdy) na 0 C a nižšie na celkovom pozadí kladných priemerných denných teplôt.

61 Základné pojmy teploty vzduchu ČO POTREBUJETE VEDIEŤ! Mapa priemernej ročnej teploty Rozdiely letných a zimných teplôt Zónové rozloženie teploty Vplyv rozloženia pevniny a mora Výškové rozloženie teploty vzduchu Denné a ročné kolísanie teploty pôdy a vzduchu Nebezpečné poveternostné javy v dôsledku teplotný režim

Lesná meteorológia. 4. prednáška: TEPELNÝ REŽIM ATMOSFÉRY A ZEMEHO POVRCHU Tepelný režim zemského povrchu a atmosféry: Rozloženie teploty vzduchu v atmosfére a na zemskom povrchu a jej súvislé

Otázka 1. Radiačná bilancia zemského povrchu Otázka 2. Radiačná bilancia atmosféry Úvod Tepelný tok vo forme sálavej energie je súčasťou celkového tepelného toku, ktorý mení teplotu atmosféry.

Tepelný režim atmosféry Prednáša: Soboleva Nadezhda Petrovna, docentka katedry. GEHC Teplota vzduchu Vzduch má vždy teplotu Teplota vzduchu v každom bode atmosféry a na rôznych miestach Zeme nepretržite

KLÍMA NOVOSIBÍRSKEHO REGIÓNU

Kontrolná práca na tému "Klíma Ruska". 1 možnosť. 1. Ktorý klimatický faktor je hlavným faktorom? jeden) Geografická poloha 2) Atmosférická cirkulácia 3) Blízkosť oceánov 4) Morské prúdy 2.

Pojmy „Klíma“ a „Počasie“ na príklade meteorologických údajov pre mesto Novosibirsk Simonenko Anna Účel práce: zistiť rozdiel v pojmoch „Počasie“ a „Klíma“ na príklade meteorologického údaje o

Ministerstvo školstva a vedy Ruská federácia FEDERÁLNA ŠTÁTNA ROZPOČTOVÁ INŠTITÚCIA VYSOKÉHO ŠKOLSTVA "ŠTÁTNA UNIVERZITA SARATOV POMENOVANÁ PO N.G. ČERNYŠEVSKÉHO" Katedra meteorológie

Literatúra 1 Internetový zdroj http://www.beltur.by 2 Internetový zdroj http://otherreferats.allbest.ru/geography/00148130_0.html 3 Internetový zdroj http://www.svali.ru/climat/13/index. htm 4 internetový zdroj

Vzduchové faktory a počasie v oblasti ich pohybu. Kholodovič Yu. A. Bieloruský štátny príslušník Technická univerzitaÚvod Pozorovania počasia sa značne rozšírili v druhej polovici r

MINISTERSTVO ŠKOLSTVA A VEDY RUSKA vzdelávacia inštitúcia vyššie vzdelanie"SARATOV NÁRODNÁ VÝSKUMNÁ ŠTÁTNA UNIVERZITA POMENOVANÁ PODĽA N.G. ČERNYŠEVSKÉHO"

FYZIKÁLNA GEOGRAFIA SVETA PREDNÁŠKA 9 1. SEKCIA EURÁZIA POKRAČOVALA V TÉME OTÁZKY KLÍMY A AGROKLIMAČNÝCH ZDROJOV PREDNÁŠKY Atmosférická cirkulácia, vlastnosti zvlhčovania a tepelného režimu

Žiarenie v atmosfére Prednáša: Soboleva Nadezhda Petrovna, docentka, Katedra GEGH Žiarenie alebo žiarenie sú elektromagnetické vlny, ktoré sa vyznačujú: L vlnovou dĺžkou a ν frekvenciou kmitov Žiarenie sa šíri

MONITOROVANIE MDT 551.506 (575/2) (04) MONITOROVANIE: POČASIE V ÚDOLÍ ČU V JANUÁRI 2009 G.F. Agafonová meteorologické centrum, A.O. Cand. podrezanie geogr. vedy, docent, S.M. Kazachkova doktorandka Január

TEKOVANIE TEPLA V ​​KRYOMETAMORFNEJ PÔDE SEVERNEJ TAJGY A JEJ ZÁSOBOVANIE TEPLA Ostroumov V.Ye. 1, Davydová A.I. 2, Davydov S.P. 2, Fedorov-Davydov D.G. 1, Eremin I.I. 3, Kropachev D.Yu. 3 1 Ústav

18. Predpoveď teploty a vlhkosti vzduchu v blízkosti zemského povrchu 1 18. PREDPOVEĎ TEPLOTY A VLHKOSTI VZDUCHU V blízkosti zemského povrchu

MDT 55,5 POVETERNÉ PODMIENKY V ÚDOLÍ ČU NA JESEŇ E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova POČASIE V ÚDOLÍ ČUI NA JESEŇ E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova meteorologická

Modul 1 Možnosť 1. Celý názov Skupina Dátum 1. Meteorológia je veda o procesoch prebiehajúcich v zemskej atmosfére (3b) A) chemické B) fyzikálne C) klimatické 2. Klimatológia je veda o klíme, t.j. agregáty

1. Popis klimatogramu: Stĺpce v klimatograme predstavujú počet mesiacov, prvé písmená mesiacov sú označené nižšie. Niekedy sú zobrazené 4 ročné obdobia, niekedy nie všetky mesiace. Teplotná stupnica je označená vľavo. Nulová značka

MONITOROVANIE MDT 551.506 MONITOROVANIE: POČASIE V ÚDOLÍ ČU NA JESEŇ E.Yu. Zyšková, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova, I.S. Brusenskaya MONITORING: POČASIE V ÚDOLÍ ČUI NA JESEŇ E.Yu. Zyskova,

Stratifikácia a vertikálna rovnováha nasýteného vzduchu Vrublevskiy SV Bieloruská národná technická univerzita Úvod Vzduch v troposfére je v stave neustáleho miešania

"Klimatické trendy v chladnom období v Moldavsku" Tatiana Stamatova, Štátna hydrometeorologická služba 28. októbra 2013, Moskva, Rusko klimatické vlastnosti zima

A.L. Afanasiev, P.P. Bobrov, O.A. Ivčenko Omská Štátna pedagogická univerzita S.V. Krivalcevičov inštitút atmosférickej optiky SB RAS, Tomsk Odhad tepelných tokov počas odparovania z povrchu

MDT 551,51 (476,4) M L Smoljarov (Mogilev, Bielorusko) CHARAKTERISTIKA KLIMATICKÝCH OBDOBÍ V MOGILEVE Úvod. Poznanie klímy na vedeckej úrovni sa začalo organizáciou meteorologických staníc vybavených

ATMOSFÉRA A KLÍMY ZEME Poznámky k prednáške Osintseva N.V. Zloženie atmosféry Dusík (N 2) 78,09 %, Kyslík (O 2) 20,94 %, Argón (Ar) - 0,93 %, Oxid uhličitý (CO 2) 0,03 %, Ostatné plyny 0,02 %: ozón (O 3),

Sekcie Počítačový kód.Tematický plán a obsah disciplíny Tematický plán Názov sekcií (modulov) Počet hodín Učebňa vlastná práca plný úväzok skr. plný úväzok ale skr.

Ministerstvo školstva a vedy Ruskej federácie FEDERÁLNA ŠTÁTNA VZDELÁVACIA INŠTITÚCIA VYSOKÉHO ŠKOLSTVA SARATOV NÁRODNÁ VÝSKUMNÁ ŠTÁTNA UNIVERZITA

Monzúnová meteorológia Gerasimovič V.Yu. Bieloruská národná technická univerzita Úvod Monzúny, stabilné sezónne vetry. V lete, počas monzúnového obdobia, tieto vetry zvyčajne fúkajú z mora na súš a prinášajú

Metódy riešenia problémov so zvýšenou zložitosťou fyzickej a geografickej orientácie, ich aplikácia v triede a mimo vyučovania Učiteľ geografie: Gerasimova Irina Mikhailovna 1 Určte, ktorý z bodov,

3. Klimatické zmeny Teplota vzduchu Ukazovateľ charakterizuje priemernú ročnú teplotu vzduchu, jej zmenu za určité časové obdobie a odchýlku od dlhodobého priemeru

KLIMATICKÉ CHARAKTERISTIKY ROKA 18 Kapitola 2 Priemerná teplota vzduchu v Bieloruskej republike v roku 2013 bola +7,5 °C, čo je o 1,7 °C viac ako klimatická norma. Počas roku 2013 drvivá väčšina

Overovacie práce podľa geografie Možnosť 1 1. Aký je ročný úhrn zrážok typický pre výrazne kontinentálne podnebie? 1) viac ako 800 mm za rok 2) 600-800 mm za rok 3) 500-700 mm za rok 4) menej ako 500 mm

Alentyeva Elena Yurievna Mestská autonómna vzdelávacia inštitúcia priemer všeobecná škola 118 mien hrdinov Sovietsky zväz N. I. Kuznecovovej z mesta Čeľabinsk ZHRNUTIE LEKCIE Z ZEMEPISU

Ministerstvo školstva a vedy Ruskej federácie

TEPELNÉ VLASTNOSTI A TEPELNÝ REŽIM PÔDY 1. Tepelné vlastnosti pôdy. 2. Tepelný režim a spôsoby jeho regulácie. 1. Tepelné vlastnosti pôdy Tepelný režim pôd je jedným z dôležité ukazovatele, ktorý do značnej miery určuje

MATERIÁLY na prípravu na počítačové testovanie z geografie 5. ročník ( hĺbkové štúdium zemepis) Učiteľ: Yu.

1.2.8. Klimatické podmienky(GU "Irkutsk TsGMS-R" Irkutského UGMS z Roshydrometu; Zabaikalskoye UGMS z Roshydrometu; Štátna inštitúcia "Buryatsky TsGMS" Zabajkalského UGMS z Roshydrometu) V dôsledku výrazného negatívneho

Úlohy A2 zo zemepisu 1. Ktorá z nasledujúcich hornín je metamorfovaná? 1) pieskovec 2) tuf 3) vápenec 4) mramor Mramor patrí medzi metamorfované horniny. Pieskovec

B - rád. Zostatok, P- teplo prijaté pri molek. výmena tepla s povrchom Zem. Len - prijaté z kondenz. vlhkosť.

Tepelná bilancia atmosféry:

B - rád. Zostatok, P- náklady na teplo na molekulu. výmena tepla s nižšími vrstvami atmosféry. Gn - náklady na teplo na molekulu. výmena tepla so spodnými vrstvami pôdy Len je spotreba tepla na odparovanie vlhkosti.

Odpočívaj na mape

10) Tepelný režim podkladového povrchu:

Povrch, ktorý je priamo ohrievaný slnečnými lúčmi a odovzdáva teplo spodným vrstvám pôdy a vzduchu, sa nazýva aktívny povrch.

Teplota aktívneho povrchu je určená tepelnou bilanciou.

Denný teplotný priebeh aktívneho povrchu dosahuje maximálne 13 hodín, minimálna teplota je okolo okamihu východu slnka. Maksim. a min. teploty počas dňa sa môžu meniť v dôsledku oblačnosti, pôdnej vlhkosti a vegetačného krytu.

Hodnota teploty závisí od:

1. Z geografickej šírky oblasti
2. Od ročného obdobia
3. O oblačnosti
4. Z tepelných vlastností povrchu
5. Z vegetácie
6. Z expozičných svahov

V ročnom chode teplôt je maximum v strednom a vysokom jedle na severnej pologuli pozorované v júli a minimum v januári. V nízkych zemepisných šírkach sú ročné amplitúdy teplotných výkyvov malé.

Rozloženie teploty v hĺbke závisí od tepelnej kapacity a jej tepelnej vodivosti Prenos tepla z vrstvy na vrstvu trvá určitý čas, na každých 10 metrov postupného ohrievania vrstiev každá vrstva absorbuje časť tepla, takže čím je vrstva hlbšia , čím menej tepla prijíma, a tým menšie kolísanie teplôt v ňom.priemerne v hĺbke 1 m denné kolísanie teplôt ustáva, ročné kolísanie v nízkych šírkach končia v hĺbke 5-10 m.v stredných zemepisných šírkach až do 20 m vo výške 25 m Pôdna vrstva, na ktorej prakticky končia teplotné výkyvy. Vrstva konštantných teplôt, vrstva pôdy, ktorá sa nachádza medzi aktívnym povrchom a vrstvou konštantných teplôt, sa nazýva aktívna vrstva.

Vlastnosti distribúcie. Fourier sa podieľal na teplote v zemi, sformuloval zákony šírenia tepla v pôde alebo "Fourierove zákony":

1))).Čím väčšia je hustota a vlhkosť pôdy, tým lepšie vedie teplo, tým rýchlejšie je rozloženie v hĺbke a čím hlbšie teplo preniká. Teplota nezávisí od typu pôdy. Doba oscilácie sa nemení s hĺbkou

2))). Zvýšenie hĺbky v aritmetickej progresii vedie k zníženiu amplitúdy teploty v geometrickej progresii.

3))) Načasovanie nástupu maximálnych a minimálnych teplôt, tak v dennom, ako aj v ročnom chode teplôt, klesá s hĺbkou úmerne s nárastom hĺbky.

11.Ohrievanie atmosféry. Advekcia.. hlavný zdroj života a mnohé prirodzené procesy na Zemi je žiarivá energia Slnka, alebo energia slnečného žiarenia. Každú minútu sa na Zem dostane 2,4 x 10 18 cal slnečnej energie, ale to je len jedna z dvoch miliárd. Rozlišujte priame žiarenie (prichádzajúce priamo zo Slnka) a difúzne (vyžarované časticami vzduchu vo všetkých smeroch). Ich súhrn, ktorý prichádza na vodorovný povrch, sa nazýva celkové žiarenie. Ročná hodnota celkového žiarenia závisí predovšetkým od uhla dopadu slnečných lúčov na zemský povrch (ktorý je určený zemepisnej šírky), o priehľadnosti atmosféry a trvaní osvetlenia. Vo všeobecnosti celkové žiarenie od rovníkovo-tropických šírok smerom k pólom klesá. Je to maximum (asi 850 J / cm 2 za rok, alebo 200 kcal / cm 2 za rok) - v tropických púšťach, kde je priame slnečné žiarenie najintenzívnejšie kvôli vysokej nadmorskej výške Slnka a bezoblačnej oblohe.

Slnko ohrieva hlavne povrch Zeme, ohrieva z neho vzduch. Teplo sa prenáša do vzduchu sálaním a vedením. Vzduch ohriaty od zemského povrchu sa rozpína ​​a stúpa – tak vznikajú konvekčné prúdy. Schopnosť zemského povrchu odrážať slnečné lúče sa nazýva albedo: sneh odráža až 90% slnečného žiarenia, piesok - 35% a mokrý povrch pôdy asi 5%. Tá časť celkového žiarenia, ktorá zostane po jeho vynaložení na odraz a na tepelné žiarenie od zemského povrchu, sa nazýva radiačná bilancia (zvyškové žiarenie). Radiačná bilancia pravidelne klesá od rovníka (350 J/cm 2 za rok, alebo asi 80 kcal/cm 2 za rok) k pólom, kde sa blíži k nule. Od rovníka po subtrópy (štyridsiate roky) je radiačná bilancia počas celého roka pozitívna, v miernych zemepisných šírkach v zime negatívna. Smerom k pólom klesá aj teplota vzduchu, čo dobre odrážajú izotermy - čiary spájajúce body s rovnakú teplotu. Izotermy najteplejšieho mesiaca sú hranicami siedmich tepelných zón. Horúca zóna je ohraničená izotermami +20 °C až +10 °C, dva stredné póly sa rozprestierajú, od +10 °C do 0 °C - studená. Dve subpolárne mrazové oblasti sú ohraničené nulovou izotermou - tu sa ľad a sneh prakticky neroztopia. Mezosféra siaha až do 80 km, v ktorej je hustota vzduchu 200-krát menšia ako na povrchu a teplota opäť klesá s výškou (až do -90 °). Nasleduje ionosféra pozostávajúca z nabitých častíc (vyskytujú sa tu polárne žiary), jej ďalší názov je termosféra – táto škrupina dostala vďaka extrémne vysoké teploty(až do 1500°). Vrstvy nad 450 km, niektorí vedci nazývajú exosféra, odtiaľ unikajú častice do vesmíru.

Atmosféra chráni Zem pred nadmerným prehrievaním cez deň a ochladzovaním v noci, chráni všetok život na Zemi pred ultrafialovým slnečným žiarením, meteoritmi, korpuskulárnymi prúdmi a kozmickým žiarením.

advekcia- pohyb vzduchu v horizontálnom smere a s ním prenos jeho vlastností: teplota, vlhkosť a iné. V tomto zmysle sa hovorí napríklad o advekcii tepla a chladu. Advekcia studených a teplých, suchých a vlhkých vzduchových hmôt zohráva dôležitú úlohu v meteorologických procesoch a ovplyvňuje tak stav počasia.

Konvekcia- jav prenosu tepla v kvapalinách, plynoch alebo zrnitých médiách prúdmi samotnej látky (nezáleží na tom, či je nútený alebo spontánny). Existuje tzv. prirodzená konvekcia, ktorý vzniká samovoľne v látke pri jej nerovnomernom zahrievaní v gravitačnom poli. Pri takejto konvekcii sa spodné vrstvy hmoty zahrievajú, stávajú ľahšími a vznášajú sa nahor, zatiaľ čo horné vrstvy sa naopak ochladzujú, ťažšia a klesajú, po čom sa proces opakuje znova a znova. Za určitých podmienok sa miešací proces samoorganizuje do štruktúry jednotlivých vírov a získa sa viac-menej pravidelná mriežka konvekčných buniek.

Rozlišujte medzi laminárnou a turbulentnou konvekciou.

Prirodzená konvekcia je spôsobená mnohými atmosférické javy vrátane tvorby oblakov. Vďaka rovnakému javu sa pohybujú tektonické platne. Konvekcia je zodpovedná za výskyt granúl na Slnku.

adiabatický proces - zmena termodynamického stavu vzduchu prebieha adiabaticky (izentropicky), teda bez výmeny tepla medzi ním a prostredím (zemský povrch, priestor, ostatné vzduchové hmoty).

12. Teplotné inverzie v atmosfére zvýšenie teploty vzduchu s výškou namiesto obvyklého pre troposféra jej úpadok. Teplotné inverzie sa nachádzajú aj v blízkosti zemského povrchu (povrch Teplotné inverzie) a v slobodnej atmosfére. Povrch Teplotné inverzie najčastejšie vznikajú za pokojných nocí (v zime, niekedy aj cez deň) v dôsledku intenzívneho tepelného žiarenia zemského povrchu, ktoré vedie k ochladzovaniu ako vlastnej, tak aj priľahlej vzduchovej vrstvy. Hrúbka povrchu Teplotné inverzie sú desiatky až stovky metrov. Nárast teploty v inverznej vrstve sa pohybuje od desatín stupňov až po 15-20 °C a viac. Najsilnejšia zimná pôda Teplotné inverzie vo východnej Sibíri a v Antarktíde.
V troposfére, nad prízemnou vrstvou, Teplotné inverziečastejšie vznikajú v anticyklónach v dôsledku usadzovania vzduchu sprevádzaného jeho stláčaním a následne zahrievaním (inverzia usadzovania). V zónach atmosférické fronty Teplotné inverzie vznikajú v dôsledku prúdenia teplého vzduchu na pod ním ležiaci studený. Horná atmosféra (stratosféra, mezosféra, termosféra) Teplotné inverzie v dôsledku silnej absorpcie slnečného žiarenia. Takže vo výškach od 20-30 do 50-60 km Nachádza Teplotné inverzie spojené s absorpciou slnečného ultrafialového žiarenia ozónom. Na báze tejto vrstvy je teplota od -50 do -70°C, na jej hornej hranici vystúpi na -10 - +10°C. Výkonný Teplotné inverzie, začínajúc v nadmorskej výške 80-90 km a rozširuje sa o stovky km nahor, je tiež dôsledkom absorpcie slnečného žiarenia.
Teplotné inverzie sú oneskorujúce vrstvy v atmosfére; zabraňujú rozvoju vertikálnych pohybov vzduchu, v dôsledku čoho sa pod nimi hromadí vodná para, prach a kondenzačné jadrá. To podporuje tvorbu vrstiev oparu, hmly, oblakov. V dôsledku anomálneho lomu svetla v Teplotné inverzie niekedy vznikajú fatamorgány. AT Teplotné inverzie sa tiež tvoria atmosférické vlnovody, priaznivé pre vzdialených šírenie rádiových vĺn.

13.Typy ročných teplotných variácií.G ročný chod teploty vzduchu v rôznom geografických oblastiach pestrá. Podľa veľkosti amplitúdy a času nástupu extrémnych teplôt sa rozlišujú štyri typy ročných zmien teploty vzduchu.

rovníkový typ. V rovníkovej zóne dve

maximálna teplota - po jarnej a jesennej rovnodennosti, kedy

Slnko nad rovníkom na poludnie je na svojom zenite a dve minimá sú po ňom

zimné a letné slnovraty, kedy je slnko najnižšie

výška. Amplitúdy ročných variácií sú tu malé, čo sa vysvetľuje malými

zmena tepelných ziskov počas roka. Nad oceánmi sú amplitúdy

okolo 1 °С a nad kontinentmi 5-10 °С.

Tropický typ. V tropických zemepisných šírkach existuje jednoduchý ročný cyklus

teplota vzduchu s maximom po lete a minimom po zime

slnovrat. Amplitúdy ročného cyklu so vzdialenosťou od rovníka

zvýšenie v zime. Priemerná amplitúda ročného cyklu na kontinentoch

je 10 - 20 °C, nad oceánmi 5 - 10 °C.

Mierny typ. V miernych zemepisných šírkach existuje aj ročná odchýlka

teploty s maximom po lete a minimom po zime

slnovrat. Nad kontinentmi severnej pologule maximum

priemerná mesačná teplota sa pozoruje v júli, nad moriami a pobrežím - v

augusta. Ročné amplitúdy sa zvyšujú so zemepisnou šírkou. nad oceánmi a

pobrežia majú priemernú teplotu 10-15 °C a dosah 60 °C

polárny typ. Polárne oblasti sa vyznačujú dlhotrvajúcim chladom

v zime a relatívne krátkych chladných letách. Ročné amplitúdy skončili

oceán a pobrežia polárnych morí majú 25-40 °C a na súši

prekročiť 65 ° C. Maximálna teplota sa pozoruje v auguste, minimálna - v

Uvažované typy ročných zmien teploty vzduchu sú odhalené z

dlhodobé údaje a predstavujú pravidelné periodické výkyvy.

V niektorých rokoch pod vplyvom vpádov teplých a studených más,

odchýlky od daných typov.

14. Charakteristika vlhkosti vzduchu.

Vlhkosť vzduchu, obsah vodnej pary vo vzduchu; jedna z najdôležitejších charakteristík počasia a klímy. V. v. Má veľký význam pri niektorých technologických postupoch, liečenie množstva chorôb, skladovanie umeleckých diel, kníh a pod.

Charakteristika V. v. slúži: 1) elasticita (alebo čiastočný tlak) e vodná para, vyjadrená v n/m 2 (in mmHg čl. alebo v mb), 2) absolútna vlhkosť a - množstvo vodnej pary v g/m 3; 3) špecifická vlhkosť q- množstvo vodnej pary v G na kg vlhký vzduch; 4) pomer zmesi w, určené množstvom vodnej pary v G na kg suchý vzduch; 5) relatívna vlhkosť r- pomer elasticity e vodnej pary obsiahnutej vo vzduchu na maximálnu elasticitu E vodná para saturujúca priestor nad rovným povrchom čistej vody (pružnosť nasýtenia) pri danej teplote, vyjadrená v %; 6) nedostatok vlhkosti d- rozdiel medzi maximálnou a skutočnou elasticitou vodnej pary pri danej teplote a tlaku; 7) rosný bod τ - teplota, ktorú vzduch získa, ak sa izobaricky (pri konštantnom tlaku) ochladí do stavu nasýtenia vodnou parou v ňom.

V. v. zemskú atmosféru kolíše v širokom rozmedzí. V blízkosti zemského povrchu je teda obsah vodnej pary vo vzduchu v priemere od 0,2 % objemu vo vysokých zemepisných šírkach po 2,5 % v trópoch. V súlade s tým tlak pár e v polárnych zemepisných šírkach v zime menej ako 1 mb(niekedy len stotiny mb) a v lete pod 5 mb; v trópoch stúpa na 30 mb a niekedy aj viac. V subtropických púšťach e znížená na 5-10 mb (1 mb = 10 2 n/m 2). Relatívna vlhkosť r veľmi vysoko v rovníkovej zóne (priemerný ročný až 85% a viac), ako aj v polárnych šírkach a v zime vo vnútri kontinentov stredných zemepisných šírok - tu kvôli nízkej teplote vzduchu. V lete sa monzúnové oblasti vyznačujú vysokou relatívnou vlhkosťou (India - 75-80%). Nízke hodnoty r sa pozorujú v subtropických a tropických púšťach a v zime v monzúnových oblastiach (až 50 % a menej). S výškou r, a a q rýchlo klesajú. Vo výške 1,5-2 km tlak pár je v priemere polovičný v porovnaní so zemským povrchom. Do troposféry (spodná 10-15 km) tvorí 99 % vodnej pary v atmosfére. V priemere nad každým m 2 zemského povrchu vo vzduchu obsahuje asi 28,5 kg vodná para.

Denný priebeh tlaku pár nad morom a v pobrežných oblastiach je paralelný s denným priebehom teploty vzduchu: obsah vlhkosti sa počas dňa zvyšuje so zvyšujúcim sa vyparovaním. Je to rovnaká denná rutina. e v centrálnych oblastiach kontinentov počas chladného obdobia. Zložitejšia denná variácia s dvoma maximami - ráno a večer - sa pozoruje v hĺbkach kontinentov v lete. Denné zmeny relatívnej vlhkosti r je inverzná k denným zmenám teploty: počas dňa so zvýšením teploty a následne so zvýšením elasticity saturácie E relatívna vlhkosť klesá. Ročný chod tlaku pár je paralelný s ročným chodom teploty vzduchu; Relatívna vlhkosť sa mení s ročným chodom inverzne k teplote. V. v. merané vlhkomery a psychrometre.

15. Odparovanie- fyzikálny proces prechodu látky z kvapalného skupenstva do plynného skupenstva (pary) z povrchu kvapaliny. Proces odparovania je opakom procesu kondenzácie (prechod z pary na kvapalinu).

Proces vyparovania závisí od intenzity tepelného pohybu molekúl: čím rýchlejšie sa molekuly pohybujú, tým rýchlejšie dochádza k vyparovaniu. Okrem toho dôležitými faktormi ovplyvňujúcimi proces odparovania je rýchlosť vonkajšej (vzhľadom na látku) difúzie, ako aj vlastnosti samotnej látky. Jednoducho povedané, pri vetre dochádza k odparovaniu oveľa rýchlejšie. Pokiaľ ide o vlastnosti látky, potom sa napríklad alkohol veľa odparuje rýchlejšie ako voda. Dôležitým faktorom je aj plocha povrchu kvapaliny, z ktorej dochádza k odparovaniu: z úzkeho dekantéra to bude prebiehať pomalšie ako zo širokej platne.

Odparovanie- maximálne možné vyparovanie za daných meteorologických podmienok z dostatočne zvlhčeného podkladového povrchu, to znamená za podmienok neobmedzeného prísunu vlhkosti. Vyparovanie sa vyjadruje v milimetroch vyparenej vody a je veľmi odlišné od skutočného vyparovania, najmä v púšti, kde sa vyparovanie blíži k nule a vyparovanie je 2000 mm za rok alebo viac.

16.kondenzácia a sublimácia. Kondenzácia spočíva v zmene formy vody z jej plynného skupenstva (vodná para) na kvapalnú vodu alebo kryštáliky ľadu. Ku kondenzácii dochádza najmä v atmosfére, keď teplý vzduch stúpa, ochladzuje sa a stráca schopnosť zadržiavať vodnú paru (stav nasýtenia). Výsledkom je, že prebytočná vodná para kondenzuje vo forme kvapiek. Pohyb nahor, ktorý vytvára oblaky, môže byť spôsobený konvekciou v neudržateľne stratifikovanom vzduchu, konvergenciou spojenou s cyklónmi, stúpaním vzduchu pri frontoch a stúpaním nad vyvýšenú topografiu, ako sú hory.

Sublimácia- tvorba ľadových kryštálikov (innova) ihneď z vodnej pary bez ich prechodu do vody alebo ich rýchle ochladenie pod 0°C v čase, keď je teplota vzduchu ešte nad týmto radiačným ochladzovaním, ku ktorému dochádza za pokojných jasných nocí v chladnej časti roku.

Rosa- druh zrážok, ktoré sa tvoria na povrchu zeme, rastlín, predmetov, striech budov, áut a iných predmetov.

V dôsledku ochladzovania vzduchu sa vodná para kondenzuje na predmetoch pri zemi a mení sa na vodné kvapky. To sa zvyčajne deje v noci. V púštnych oblastiach je rosa dôležitým zdrojom vlhkosti pre vegetáciu. K dostatočne silnému ochladeniu spodných vrstiev vzduchu dochádza vtedy, keď sa po západe Slnka zemský povrch prudko ochladí tepelným žiarením. Priaznivé podmienky na to sú jasná obloha a povrchová pokrývka, ktorá ľahko vydáva teplo, napríklad tráva. Obzvlášť silná tvorba rosy sa vyskytuje v tropických oblastiach, kde vzduch v povrchovej vrstve obsahuje veľa vodnej pary a v dôsledku intenzívneho nočného tepelného žiarenia zeme sa výrazne ochladzuje. Pri nízkych teplotách sa tvorí mráz.

Teplota vzduchu, pod ktorú rosa klesá, sa nazýva rosný bod.

Mráz- druh zrážok, čo je tenká vrstva kryštálikov ľadu vytvorená z atmosférickej vodnej pary. Často je sprevádzaná hmlou, rovnako ako rosa vzniká ochladzovaním povrchu na záporné teploty, nižšie ako je teplota vzduchu, a desublimáciou vodnej pary na povrchu, ktorý sa ochladil pod 0 °C. Z hľadiska tvaru sa častice mrazu podobajú snehovým vločkám, ale líšia sa od nich menšou pravidelnosťou, pretože vznikajú v menej rovnovážnych podmienkach na povrchu niektorých predmetov.

mráz- druh zrážok.

Jinovatka sú nánosy ľadu na tenkých a dlhých predmetoch (konáre stromov, drôty) v hmle.