Температурен режим на подстилащата повърхност. Топлинен режим на атмосферата и земната повърхност Топлинен режим на подстилащата повърхност и атмосфера

ТОПЛИНЕН РЕЖИМ НА ПОДСТИЖНАТА ПОВЪРХНОСТ И АТМОСФЕРА

Повърхността, пряко нагрята от слънчевите лъчи и отдаваща топлина на подлежащите слоеве и въздух, се нарича активен.Температурата на активната повърхност, нейната стойност и изменение (дневна и годишна вариация) се определят от топлинния баланс.

Максималната стойност на почти всички компоненти на топлинния баланс се наблюдава в близките обедни часове. Изключение прави максималният топлообмен в почвата, който пада на сутрешните часове.

Максималните амплитуди на денонощното изменение на компонентите на топлинния баланс се наблюдават през лятото, минималните - през зимата. При денонощния ход на температурата на повърхността, суха и лишена от растителност, в ясен ден, максимумът настъпва след 13:00 часа, а минимумът настъпва около времето на изгрев. Облачността нарушава правилния ход на повърхностната температура и предизвиква изместване на моментите на максимуми и минимуми. Голямо влияниеповърхностната температура се влияе от нейната влажност и растителна покривка. Максималните температури на повърхността през деня могат да бъдат + 80°C или повече. Дневните колебания достигат до 40°. Тяхната стойност зависи от географската ширина на мястото, времето на годината, облачността, топлинните свойства на повърхността, нейния цвят, грапавост, растителна покривка и изложение на склона.

Годишният ход на температурата на активния слой е различен на различните географски ширини. Максималната температура в средните и високите ширини обикновено се наблюдава през юни, минималната - през януари. Амплитудите на годишните колебания на температурата на активния слой в ниските ширини са много малки, а в средните ширини на сушата те достигат до 30 °. Годишните колебания в повърхностната температура в умерените и високите географски ширини са силно повлияни от снежната покривка.

Отнема време за пренос на топлина от слой на слой, а моментите на настъпване на максимални и минимални температури през деня се забавят на всеки 10 cm с около 3 часа. Ако най-високата температура на повърхността е била около 13:00 ч., на дълбочина 10 см температурата ще достигне максимум около 16:00 ч., а на дълбочина 20 см – около 19:00 ч. и т.н. нагряване на долните слоеве от горните, всеки слой абсорбира определено количество топлина. Колкото по-дълбок е слоят, толкова по-малко топлина получава и толкова по-слаби са температурните колебания в него. Амплитудата на дневните температурни колебания с дълбочина намалява 2 пъти на всеки 15 см. Това означава, че ако на повърхността амплитудата е 16°, то на дълбочина 15 cm е 8°, а на дълбочина 30 cm е 4°.

При средна дълбочина около 1 m дневните колебания в температурата на почвата „отшумяват“. Слоят, в който тези трептения практически спират, се нарича слой постоянна дневна температура.

как по-дълъг периодтемпературните колебания, толкова по-дълбоко се разпространяват. В средните ширини слоят с постоянна годишна температура се намира на дълбочина 19-20 м, във високите ширини на дълбочина 25 м. В тропическите ширини годишните температурни амплитуди са малки и слоят с постоянна годишна амплитуда е намира се на дълбочина едва 5-10 м. и минималните температури се забавят средно с 20-30 дни на метър. Така, ако най-ниската температура на повърхността се наблюдава през януари, на дълбочина 2 m тя се наблюдава в началото на март. Наблюденията показват, че температурата в слоя с постоянна годишна температура е близка до средната годишна температура на въздуха над повърхността.

Водата, която има по-висок топлинен капацитет и по-ниска топлопроводимост от земята, се нагрява по-бавно и по-бавно отделя топлина. Част от слънчевите лъчи, попадащи върху повърхността на водата, се поглъщат от най-горния слой, а част от тях проникват на значителна дълбочина, директно нагрявайки част от нейния слой.

Подвижността на водата прави възможен пренос на топлина. Благодарение на турбулентното смесване преносът на топлина в дълбочина става 1000 - 10 000 пъти по-бърз, отколкото чрез топлопроводимост. Когато повърхностните слоеве на водата се охладят, възниква термична конвекция, придружена от смесване. Дневните температурни колебания на повърхността на океана във високите ширини са средно само 0,1°, в умерените ширини - 0,4°, в тропическите ширини - 0,5°. Дълбочината на проникване на тези вибрации е 15-20m. Годишните температурни амплитуди на повърхността на океана варират от 1° в екваториалните ширини до 10,2° в умерените ширини. Годишните температурни колебания проникват на дълбочина 200-300 м. Моментите на максимална температура във водоемите закъсняват в сравнение със сушата. Максимумът настъпва около 15-16 часа, минимумът - 2-3 часа след изгрев слънце.

Топлинен режим на долния слой на атмосферата.

Въздухът се нагрява главно не директно от слънчевите лъчи, а поради предаването на топлина към него от подлежащата повърхност (процесите на излъчване и топлопроводимост). Най-важна роля в преноса на топлина от повърхността към горните слоеве на тропосферата играе топлообмен и пренос на латентна топлина на изпаряване. Случайното движение на частици въздух, причинено от неговото нагряване на неравномерно нагрята подлежаща повърхност, се нарича топлинна турбуленцияили топлинна конвекция.

Ако вместо малки хаотични движещи се вихри започват да преобладават мощни възходящи (термични) и по-малко мощни низходящи въздушни движения, конвекцията се нарича подреден.Затоплящият се близо до повърхността въздух се втурва нагоре, пренасяйки топлина. Топлинна конвекция може да се развие само докато температурата на въздуха е по-висока от температурата на околната среда, в която се издига (нестабилно състояние на атмосферата). Ако температурата на издигащия се въздух е равна на температурата на околната среда, издигането ще спре (безразлично състояние на атмосферата); ако въздухът стане по-студен от околната среда, той ще започне да потъва (стабилно състояние на атмосферата).

С турбулентното движение на въздуха все повече и повече от неговите частици, в контакт с повърхността, получават топлина, а издигайки се и смесвайки я отдават на други частици. Количеството топлина, получено от въздуха от повърхността чрез турбулентност, е 400 пъти по-голямо от количеството топлина, което получава в резултат на излъчване, а в резултат на пренос чрез молекулярна топлопроводимост - почти 500 000 пъти. Топлината се пренася от повърхността към атмосферата заедно с влагата, изпарена от нея, и след това се освобождава по време на процеса на кондензация. Всеки грам водна пара съдържа 600 калории латентна топлина на изпаряване.

При издигащия се въздух температурата се променя поради адиабатенпроцес, т.е. без топлообмен с околен свят, като преобразува вътрешната енергия на газа в работа и работата във вътрешна енергия. Тъй като вътрешната енергия е пропорционална на абсолютната температура на газа, температурата се променя. Издигащият се въздух се разширява, извършва работа, за която изразходва вътрешна енергия и температурата му намалява. Спускащият се въздух, напротив, се компресира, енергията, изразходвана за разширяване, се освобождава и температурата на въздуха се повишава.

Сух или съдържащ водна пара, но не наситен с тях, въздухът, издигайки се, се охлажда адиабатично с 1 ° на всеки 100 м. Въздухът, наситен с водна пара, се охлажда с по-малко от 1 °, когато се издига до 100 m, тъй като в него възниква кондензация, придружена чрез отделяне на топлина, частично компенсиране на топлината, изразходвана за разширение.

Степента на охлаждане на наситения въздух, когато се издига с 100 m, зависи от температурата на въздуха и от атмосферно наляганеи варира в широки граници. Ненаситеният въздух, спускащ се, се нагрява с 1 ° на 100 m, наситен с по-малко количество, тъй като в него се извършва изпарение, за което се изразходва топлина. Издигащият се наситен въздух обикновено губи влага по време на валежите и става ненаситен. При спускане такъв въздух се загрява с 1 ° на 100 m.

В резултат на това намаляването на температурата по време на изкачване е по-малко от нейното повишаване по време на спускане и въздухът, който се издига и след това се спуска на същото ниво при същото налягане, ще има различна температура - крайната температура ще бъде по-висока от първоначалната . Такъв процес се нарича псевдоадиабатичен.

Тъй като въздухът се нагрява главно от активната повърхност, температурата в долните слоеве на атмосферата като правило намалява с височина. Вертикалният градиент за тропосферата е средно 0,6° на 100 м. Счита се за положителен, ако температурата намалява с височината, и за отрицателен, ако се повишава. В долния повърхностен слой въздух (1,5-2 m) вертикалните градиенти могат да бъдат много големи.

Повишаването на температурата с височина се нарича инверсия, и слой въздух, в който температурата се повишава с височина, - инверсионен слой.В атмосферата почти винаги могат да се наблюдават слоеве на инверсия. При земната повърхносткогато е силно охладено, в резултат на радиация, радиационна инверсия(радиационна инверсия). Появява се в ясни летни нощи и може да покрие слой от няколкостотин метра. през зимата в ясно времеинверсията продължава няколко дни и дори седмици. Зимните инверсии могат да покрият слой до 1,5 км.

Инверсията се засилва от релефните условия: студен въздух се влива в депресията и се застоява там. Такива инверсии се наричат орографски.Мощни инверсии т.нар случаен,се образуват в случаите, когато относително топъл въздух навлиза в студена повърхност, охлаждайки долните й слоеве. Дневните адвективни инверсии са слабо изразени, през нощта се засилват от радиационно охлаждане. През пролетта образуването на такива инверсии се улеснява от все още неразтопената снежна покривка.

Сланите са свързани с явлението температурна инверсия в приземния въздушен слой. замразяване -понижаване на температурата на въздуха през нощта до 0 ° и по-ниско във време, когато средните дневни температури са над 0 ° (есен, пролет). Възможно е също така студове да се наблюдават само върху почвата, когато температурата на въздуха над нея е над нулата.

Термично състояниеатмосферата влияе върху разпространението на светлината в нея. В случаите, когато температурата се променя рязко с височина (повишава се или намалява), има миражи.

Мираж - въображаем образ на обект, който се появява над него (горен мираж) или под него (долен мираж). По-рядко се срещат странични миражи (изображението се появява отстрани). Причината за миражите е кривината на траекторията на светлинните лъчи, идващи от обект към окото на наблюдателя, в резултат на пречупването им на границата на слоеве с различна плътност.

Ежедневните и годишните температурни промени в долната тропосфера до височина 2 km отразяват обикновено температурните промени на повърхността. С отдалечаване от повърхността амплитудите на температурните колебания намаляват, а моментите на максимум и минимум се забавят. Ежедневните колебания на температурата на въздуха през зимата се забелязват до височина 0,5 km, през лятото - до 2 km.

Амплитудата на денонощните температурни колебания намалява с увеличаване на географската ширина. Най-голяма е дневната амплитуда в субтропичните ширини, най-малка – в полярните. В умерените географски ширини дневните амплитуди са различни през различните периоди от годината. Във високите географски ширини най-голямата дневна амплитуда е през пролетта и есента, в умерените ширини - през лятото.

Годишният ход на температурата на въздуха зависи преди всичко от географската ширина на мястото. От екватора до полюсите годишната амплитуда на температурните колебания на въздуха се увеличава.

Съществуват четири типа годишно температурно изменение според големината на амплитудата и времето на настъпване на екстремните температури.

екваториален типхарактеризира се с два максимума (след равноденствията) и два минимума (след слънцестоенията). Амплитудата над Океана е около 1°, над сушата - до 10°. Температурата е положителна през цялата година.

Тропически тип -един максимум (след лятното слънцестоене) и един минимум (след зимното слънцестоене). Амплитудата над Океана е около 5°, на сушата - до 20°. Температурата е положителна през цялата година.

Умерен тип -един максимум (в северното полукълбо над сушата през юли, над океана през август) и един минимум (в северното полукълбо над сушата през януари, над океана през февруари). Ясно се разграничават четири сезона: топъл, студен и два преходни. Годишната температурна амплитуда се увеличава с увеличаване на географската ширина, както и с отдалечаване от океана: на брега 10°, далеч от океана - до 60° и повече (в Якутск - -62,5°). Температурата през студения сезон е отрицателна.

полярен тип -зимата е много дълга и студена, лятото е кратко и прохладно. Годишните амплитуди са 25° и повече (над сушата до 65°). През по-голямата част от годината температурата е отрицателна. Общата картина на годишния ход на температурата на въздуха се усложнява от влиянието на фактори, сред които особено значение има подстилащата повърхност. Над водната повърхност годишните температурни колебания се изглаждат, над сушата, напротив, те са по-изразени. Снежната и ледена покривка значително намаляват годишните температури. Височината на мястото над нивото на океана, релефът, разстоянието от океана и облачността също влияят. Плавният ход на годишната температура на въздуха се нарушава от смущения, причинени от проникването на студен или, обратно, топъл въздух. Пример може да бъде пролетното завръщане на студеното време (студени вълни), есенното завръщане на топлината, зимното размразяване в умерените ширини.

Разпределение на температурата на въздуха на подстилащата повърхност.

Ако земната повърхност беше хомогенна и атмосферата и хидросферата бяха неподвижни, разпределението на топлината върху земната повърхност би се определяло само от притока на слънчева радиация, а температурата на въздуха постепенно ще намалява от екватора към полюсите, оставайки едни и същи на всеки паралел (слънчеви температури). В действителност средните годишни температури на въздуха се определят от топлинния баланс и зависят от естеството на подстилащата повърхност и непрекъснатия междуширочинен топлообмен, осъществяван от движението на въздуха и водите на Океана, и поради това се различават значително от слънчевите.

Действителните средни годишни температури на въздуха в близост до земната повърхност в ниските ширини са по-ниски, а във високите ширини, напротив, те са по-високи от слънчевите. В южното полукълбо действителните средни годишни температури на всички географски ширини са по-ниски, отколкото в северното. Средната температура на въздуха в близост до земната повърхност в северното полукълбо през януари е +8°C, през юли +22°C; на юг - през юли +10 ° С, през януари + 17 ° С. южно полукълбо. Средната годишна температура на земната повърхност е +14 ° C като цяло.

Ако отбележим най-високите средни годишни или месечни температури на различни меридиани и ги свържем, получаваме права топлинен максимум,често наричан термичен екватор. Вероятно е по-правилно да се счита за термичен екватор паралелът (широчинската окръжност) с най-високите нормални средни температури за годината или всеки месец. Термичният екватор не съвпада с географския и е "изместен" на север. През годината се движи от 20° с.ш. ш. (през юли) до 0° (през януари). Има няколко причини за изместването на термичния екватор на север: преобладаването на сушата в тропическите ширини на северното полукълбо, антарктическия полюс на студа и може би продължителността на лятото има значение (лятото в южното полукълбо е по-кратко ).

Термо колани.

Изотермите се извеждат извън границите на термичните (температурни) пояси. Има седем топлинни зони:

горещ колан, разположен между годишната изотерма + 20 ° на северното и южното полукълбо; две умерени зони, ограничени от страната на екватора от годишната изотерма + 20 °, от полюсите от изотермата + 10 ° на най-топлия месец;

две студени колани, разположен между изотермата + 10 ° и и най-топлия месец;

две замръзващи поясиразположен близо до полюсите и ограничен от изотермата 0° на най-топлия месец. В северното полукълбо това е Гренландия и пространството близо до северния полюс, в южното полукълбо - зоната вътре в паралела на 60 ° S. ш.

Температурните зони са в основата на климатичните зони.Във всеки пояс се наблюдават големи вариации в температурата в зависимост от подлежащата повърхност. На сушата влиянието на релефа върху температурата е много голямо. Промяната на температурата с височина за всеки 100 m не е еднаква в различните температурни зони. Вертикалният градиент в долния километров слой на тропосферата варира от 0° над ледената повърхност на Антарктика до 0,8° през лятото над тропическите пустини. Следователно методът за довеждане на температурите до морското равнище с помощта на среден градиент (6°/100 m) понякога може да доведе до груби грешки. Изменението на температурата с височина е причина за вертикалната климатична зоналност.

Топлинен режим на атмосферата

локална температура

Общата промяна на температурата във фиксирана
географска точка, в зависимост от индивида
промени в състоянието на въздуха и от адвекция, се наричат
локална (местна) промяна.
Всяка метеорологична станция, която не се променя
неговото положение на земната повърхност,
да се счита за такава точка.
Метеорологични инструменти - термометри и
термографи, неподвижно поставени в една или друга
място, регистрирайте точно локални промени
температура на въздуха.
Термометър върху балон, летящ във вятъра и,
следователно оставайки в същата маса
въздух, показва индивидуална промяна
температура в тази маса.

Топлинен режим на атмосферата

Разпределение на температурата на въздуха в
пространството и неговата промяна във времето
Топлинно състояние на атмосферата
дефиниран:
1. Топлообмен с околната среда
(с подлежаща повърхност, съседен
въздушни маси и космическото пространство).
2. Адиабатни процеси
(свързани с промени във атмосферното налягане,
особено при вертикално движение
3. Адвективни процеси
(пренос на топъл или студен въздух, който влияе на температурата в
дадена точка)

Топлообмен

Пътища за пренос на топлина
1) Радиация
в усвояването
въздушна радиация от слънцето и земята
повърхности.
2) Топлопроводимост.
3) Изпарение или кондензация.
4) Образуване или топене на лед и сняг.

Радиационен път за пренос на топлина

1. Директно усвояване
в тропосферата има малко слънчева радиация;
може да предизвика увеличение
температура на въздуха от само
около 0,5° на ден.
2. Малко по-важно е
загуба на топлина от въздуха
дълговълнова радиация.

B = S + D + Ea – Rk – Rd – Ez, kW/m2
където
S - включена директна слънчева радиация
хоризонтална повърхност;
D - разсеяна слънчева радиация на
хоризонтална повърхност;
Ea е противоизлъчването на атмосферата;
Rk и Rd - отразени от подстилащата повърхност
радиация с къси и дълги вълни;
Ez - дълговълново излъчване на подложката
повърхности.

Радиационен баланс на подстилащата повърхност

B = S + D + Ea– Rk – Rd – Ez, kW/m2
Обърни внимание на:
Q = S + D Това е общата радиация;
Rd е много малка стойност и обикновено не е
вземам предвид;
Rk =Q *Ak, където A е албедото на повърхността;
Eef \u003d Ez - Ea
Получаваме:
B \u003d Q (1 - Ak) - Eef

Топлинен баланс на подстилащата повърхност

B \u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-p
където Lt-zh и Lzh-g - специфична топлина на топене
и съответно изпаряване (кондензация);
Mn и Mk са масите на водата, участваща в
съответни фазови преходи;
Qa и Qp-p - топлинен поток в атмосферата и през
подлежаща повърхност до подлежащи слоеве
почва или вода.

повърхностен и активен слой

Температурният режим на подложката

Подлежащата повърхност е
земна повърхност (почва, вода, сняг и
и др.), взаимодействащи с атмосферата
в процеса на обмен на топлина и влага.
Активният слой е слоят почва (вкл
растителност и снежна покривка) или вода,
участие в топлообмен с околната среда,
до дълбочината на която ежедневните и
годишни температурни колебания.

10. Температурен режим на подложната повърхност и активния слой

Температурният режим на подложката
повърхностен и активен слой
В почвата, слънчева радиация, проникваща
до дълбочина от десети от mm,
се превръща в топлина, която
предадени на долните слоеве
молекулярна топлопроводимост.
Във водата прониква слънчева радиация
дълбочини до десетки метри, а преносът
се получава топлина към долните слоеве
бурен
смесване, термично
конвекция и изпарение

11. Температурен режим на подложната повърхност и активния слой

Температурният режим на подложката
повърхностен и активен слой
Ежедневни температурни колебания
Приложи:
във вода - до десетки метри,
в почвата - по-малко от метър
Годишни температурни колебания
Приложи:
във вода - до стотици метри,
в почвата - 10-20 метра

12. Температурен режим на подложната повърхност и активния слой

Температурният режим на подложката
повърхностен и активен слой
Топлината, която излиза на повърхността на водата през деня и лятото прониква
до значителна дълбочина и загрява голям воден стълб.
Температурата на горния слой и самата повърхност на водата
вдига се малко.
В почвата входящата топлина се разпределя в тънка горна част
слой, който по този начин става много горещ.
През нощта и през зимата водата губи топлина от повърхностния слой, но
вместо него идва акумулираната топлина от долните слоеве.
Поради това температурата на повърхността на водата намалява
бавно.
На повърхността на почвата температурата спада, когато се отделя топлина
бърз:
топлината, натрупана в тънък горен слой, бързо го напуска
без попълване отдолу.

13. Температурен режим на подложната повърхност и активния слой

Температурният режим на подложката
повърхностен и активен слой
През деня и лятото температурата на повърхността на почвата е по-висока от температурата върху нея
водна повърхност; по-ниска през нощта и през зимата.
Дневните и годишните колебания на температурата на повърхността на почвата са по-големи,
при това много повече, отколкото на повърхността на водата.
През топлия сезон водният басейн се натрупва в доста дебел слой
вода, голямо количество топлина, която се отделя в атмосферата при студ
сезон.
Почвата през топлия сезон отдава по-голямата част от топлината през нощта,
който получава през деня и натрупва малко от него през зимата.
В средните ширини през топлото полугодие 1,5-3
kcal топлина на квадратен сантиметър повърхност.
При студено време почвата отдава тази топлина на атмосферата. Стойност ±1,5-3
kcal/cm2 на година е годишният топлинен цикъл на почвата.
Под влияние на снежната покривка и растителността през лятото, годишният
циркулацията на почвената топлина намалява; например близо до Ленинград с 30%.
В тропиците годишният топлинен оборот е по-малък, отколкото в умерените ширини, тъй като
има по-малко годишни разлики в притока на слънчева радиация.

14. Температурен режим на подложната повърхност и активния слой

Температурният режим на подложката
повърхностен и активен слой
Годишният топлинен оборот на големите резервоари е около 20
пъти повече от годишния топлинен оборот
почва.
Балтийско море изпуска въздух в студено време 52
kcal / cm2 и натрупва същото количество през топлия сезон.
Годишен топлообмен на Черно море ±48 kcal/cm2,
В резултат на тези разлики температурата на въздуха над
по-ниско в морето през лятото и по-високо през зимата, отколкото над сушата.

15. Температурен режим на подложната повърхност и активния слой

Температурният режим на подложката
повърхностен и активен слой
Земята се нагрява бързо и
изстива.
Водата се нагрява бавно и бавно
изстива
(специфичен топлинен капацитет на водата в
3-4 пъти повече почва)
Растителността намалява амплитудата
дневни температурни колебания
почвена повърхност.
Снежната покривка предпазва почвата от
интензивна загуба на топлина (през зимата, почвата
замръзва по-малко)

16.

ключова роля в създаването
температурен режим на тропосферата
топлообмен играе
въздух със земната повърхност
чрез проводимост

17. Процеси, влияещи върху топлообмена на атмосферата

Процеси, влияещи на топлообмена
атмосфера
1).Турбуленция
(смесване
въздух с неподреден
хаотично движение).
2).Термичен
конвекция
(въздушен транспорт във вертикала
посока, която възниква, когато
нагряване на долния слой)

18. Промени в температурата на въздуха

Промени в температурата на въздуха
1).
Периодични
2). Непериодични
Непериодични промени
температура на въздуха
Свързан с адвекцията на въздушните маси
от други части на земята
Такива промени са чести и значителни в
умерени ширини,
те са свързани с циклонични
дейности, в дребни
мащаби - с местни ветрове.

19. Периодични промени в температурата на въздуха

Дневните и годишните температурни промени са
периодичен характер.
Дневни промени
Температурата на въздуха се променя
дневен курс, следвайки температурата
земна повърхност, от която
въздухът се нагрява

20. Дневни температурни колебания

дневен курстемпература
Многогодишни денонощни криви
температурите са гладки криви,
подобни на синусоидите.
В климатологията се смята
дневна промяна на температурата на въздуха,
осреднено за много години.

21. на повърхността на почвата (1) и във въздуха на височина 2 m (2). Москва (MSU)

Средната денонощна промяна на температурата на повърхността
почва (1) и
във въздуха на височина 2 м (2). Москва (MSU)

22. Среднодневно изменение на температурата

Среднодневни колебания на температурата
Температурата на повърхността на почвата има денонощни колебания.
Неговият минимум се наблюдава приблизително половин час след това
изгрев.
По това време радиационният баланс на повърхността на почвата
става нула- пренос на топлина от горния слой
ефективното излъчване на почвата е балансирано
повишен приток на обща радиация.
Нерадиационният топлообмен по това време е незначителен.

23. Среднодневно изменение на температурата

Среднодневни колебания на температурата
Температурата на повърхността на почвата се повишава до 13-14 часа,
когато достигне своя максимум в дневния курс.
След това температурата започва да спада.
Радиационният баланс в следобедните часове обаче
остава положителен; но
пренос на топлина през деня от горния слой на почвата към
атмосфера възниква не само чрез ефективна
радиация, но и чрез повишена топлопроводимост, и
също и с повишено изпарение на вода.
Продължава и преносът на топлина в дълбочината на почвата.
Поради това температурата на повърхността на почвата и пада
от 13-14 часа до сутрешния минимум.

24.

25. Температура на повърхността на почвата

Максималните температури на повърхността на почвата обикновено са по-високи
отколкото във въздуха на височината на метеорологичната кабина. Това е ясно:
през деня слънчевата радиация загрява предимно почвата и вече
загрява въздуха.
В района на Москва през лятото на повърхността на гола почва
наблюдават се температури до + 55 °, а в пустините - дори до + 80 °.
Нощните температурни минимуми, напротив, се срещат при
повърхността на почвата е по-ниска, отколкото във въздуха,
тъй като на първо място почвата се охлажда чрез ефективно
радиация и вече от нея въздухът се охлажда.
През зимата в Московска област нощните температури на повърхността (по това време
покрити със сняг) може да падне под -50 °, през лятото (с изключение на юли) - до нула. На
снежна повърхност във вътрешността на Антарктида, дори средната
месечната температура през юни е около -70°, а в някои случаи може
падне до -90°.

26. Дневен температурен диапазон

Дневен температурен диапазон
Това е разликата между макс
и дневна минимална температура.
Дневен температурен диапазон
смяна на въздуха:
по сезоните на годината,
по географска ширина
в зависимост от природата
подлежаща повърхност,
в зависимост от терена.

27. Промени в дневната температурна амплитуда (Асут)

Промени

1. През зимата Асут е по-малко, отколкото през лятото
2. С увеличаване на географската ширина, ден. намаляващ:
на ширина 20 - 30°
на сушата A дни = 12 ° С
на ширина 60° на ден. = 6°C
3. Отворени пространства
се характеризират с по-голям А ден. :
за степи и пустини средно
Asut \u003d 15-20 ° С (до 30 ° С),

28. Промени в дневната температурна амплитуда (Асут)

Промени
дневна температурна амплитуда (Asut)
4. Близост на водни басейни
намалява един ден.
5.На изпъкнали релефни форми
(върхове и склонове на планини) Един ден. по-малко,
отколкото в равнината
6. При вдлъбнати релефни форми
(котловини, долини, дерета и др. И още дни.

29. Влияние на почвената покривка върху повърхностната температура на почвата

Растителната покривка намалява охлаждането на почвата през нощта.
Нощното излъчване се среща главно с
повърхността на самата растителност, която ще бъде най
готино.
Почвата под растителността запазва по-висока
температура.
През деня обаче растителността предотвратява радиацията
нагряване на почвата.
Дневен температурен диапазон под растителност,
така намалена, и средната дневна температура
понижени.
Така че растителната покривка обикновено охлажда почвата.
В Ленинградска област повърхността на почвата под полето
културите може да са с 15° по-студени през деня от
угар. Средно на ден е по-студено
оголена почва с 6°, а дори и на дълбочина 5-10 см остава
разлика 3-4°.

30. Влияние на почвената покривка върху повърхностната температура на почвата

Снежната покривка предпазва почвата през зимата от прекомерна загуба на топлина.
Радиацията идва от повърхността на самата снежна покривка и почвата под нея
остава по-топъл от голата почва. В същото време дневната амплитуда
температурите на повърхността на почвата под снега рязко падат.
В средната зона на европейската територия на Русия със снежна покривка на височина
40-50 cm, температурата на повърхността на почвата под него е с 6-7 ° по-висока от
температурата на оголената почва и с 10° по-висока от температурата върху
повърхността на самата снежна покривка.
Зимното замръзване на почвата под снега достига дълбочина от около 40 см и без
снегът може да достигне дълбочина над 100 cm.
И така, растителната покривка през лятото намалява температурата на повърхността на почвата и
снежната покривка през зимата, напротив, я увеличава.
Комбинираният ефект на растителната покривка през лятото и снежната покривка през зимата намалява
годишна амплитуда на температурата на повърхността на почвата; това намаление е
около 10° в сравнение с гола почва.

31. Разпределение на топлината дълбоко в почвата

Колкото по-голяма е плътността и съдържанието на влага в почвата, толкова
колкото по-добре провежда топлината, толкова по-бързо
разпространява се все по-дълбоко
проникват температурни колебания.
Независимо от вида на почвата, периодът на колебание
температурата не се променя с дълбочината.
Това означава, че не само на повърхността, но и на
дълбочини остава дневен ход с период от 24
часа между всеки два последователни
върхове или спадове
и годишен курс с период от 12 месеца.

32. Разпределение на топлината дълбоко в почвата

Амплитудите на трептенията намаляват с дълбочината.
Увеличаване на дълбочината на аритметичната прогресия
води до прогресивно намаляване на амплитудата
геометричен.
Така че, ако на повърхността дневната амплитуда е 30 °, и
на дълбочина 20 cm 5 °, след това на дълбочина 40 cm ще бъде по-тесен
по-малко от 1°.
На някаква сравнително малка дълбочина, дневната
амплитудата намалява толкова много, че става
практически равен на нула.
На тази дълбочина (около 70-100 см, в различни случаи
различни) започва слой от постоянни ежедневни
температура.

33. Дневна промяна на температурата в почвата на различни дълбочини от 1 до 80 см. Павловск, май.

34. Годишни температурни колебания

Амплитудата на годишните температурни колебания намалява от
дълбочина.
Въпреки това, годишните колебания се простират до по-големи
дълбочина, което е съвсем разбираемо: за разпространението им
има още време.
Амплитудите на годишните колебания намаляват почти до
нула на дълбочина около 30 m в полярните ширини,
около 15-20 м в средните ширини,
около 10 м в тропиците
(където и на повърхността на почвата годишните амплитуди са по-малки,
отколкото в средните географски ширини).
На тези дълбочини започва слой от постоянен годишен
температура.

35.

Времето на максималните и минималните температури
както в дневния, така и в годишния ход те изостават с дълбочина
пропорционално на нея.
Това е разбираемо, тъй като отнема време, за да се разпространи топлината
дълбочина.
Ежедневните екстремни стойности за всеки 10 cm дълбочина се забавят с
2,5-3,5 часа.
Това означава, че на дълбочина, например, 50 см, дневният максимум
видян след полунощ.
Годишните върхове и спадове закъсняват с 20-30 дни
всеки метър дълбочина.
Така че, в Калининград на дълбочина от 5 м, минималната температура
наблюдава се не през януари, както на повърхността на почвата, а през май,
максимум - не през юли, а през октомври

36. Годишна промяна на температурата в почвата на различни дълбочини от 3 до 753 cm в Калининград.

37. Разпределение на температурата в почвата по вертикала през различните сезони

През лятото температурата пада от повърхността на почвата в дълбочина.
Расте през зимата.
През пролетта първо расте, а след това намалява.
През есента първо намалява, а след това расте.
Промените в температурата на почвата с дълбочина през деня или годината могат да бъдат представени с
използвайки изоплетна диаграма.
Оста x представлява времето в часове или месеци от годината.
Оста y е дълбочината в почвата.
Всяка точка от графиката съответства на определено времеи определена дълбочина. На
графиката показва средни температури на различни дълбочини в различни часове или
месеца.
След като начертаете изолинии, свързващи точки с равни температури,
например, всяка степен или всеки 2 степени, получаваме семейство
термоизоплет.
Според тази графика можете да определите стойността на температурата за всеки момент от деня.
или ден от годината и за всяка дълбочина в рамките на графиката.

38. Изоплети на годишното изменение на температурата в почвата в Тбилиси

Изоплети на годишното изменение на температурата в почвата в
Тбилиси

39. Ежедневен и годишен ход на температурата на повърхността на резервоарите и в горните слоеве на водата

Отоплението и охлаждането се разпространява във водните тела за повече от
дебел слой, отколкото в почвата, и освен това с по-голяма
топлинен капацитет от почвата.
В резултат на тази промяна в температурата на повърхността на водата
много малък.
Амплитудата им е от порядъка на десети от градуса: около 0,1-
0,2° в умерените ширини,
около 0,5° в тропиците.
В южните морета на СССР дневната амплитуда на температурата е по-голяма:
1-2°;
на повърхността на големи езера в умерените ширини още повече:
2-5°.
Дневни колебания в температурата на водата на повърхността на океана
имат максимум около 15-16 часа и минимум след 2-3 часа
след изгрев слънце.

Фиг. 40. Дневна промяна на температурата на морската повърхност (плътна крива) и на височина 6 m във въздуха (пунктирана крива) в тропически

Атлантическия океан

41. Ежедневен и годишен ход на температурата на повърхността на резервоарите и в горните слоеве на водата

Годишна амплитуда на температурните колебания на повърхността
океан много повече от ежедневното.
Но е по-малка от годишната амплитуда на повърхността на почвата.
В тропиците е около 2-3 °, под 40 ° с.ш. ш. около 10° и при 40° ю.ш.
ш. около 5°.
Във вътрешни морета и дълбоководни езера,
значително големи годишни амплитуди - до 20° и повече.
Както дневните, така и годишните колебания се разпространяват във водата
(също, разбира се, със закъснение) на по-голяма дълбочина, отколкото в почвата.
В морето се установяват дневни колебания на дълбочини до 15
20 m и повече, а годишно - до 150-400 m.

42. Ежедневно изменение на температурата на въздуха в близост до земната повърхност

Температурата на въздуха се променя ежедневно
следвайки температурата на земната повърхност.
Тъй като въздухът се нагрява и охлажда от
земната повърхност, амплитудата на денонощната промяна
температурата в метеорологичната кабина е по-ниска,
отколкото на повърхността на почвата, средно около
с една трета.

43. Ежедневно изменение на температурата на въздуха в близост до земната повърхност

Повишаването на температурата на въздуха започва с повишаване на
температура на почвата (15 минути по-късно) сутрин,
след изгрев слънце. На 13-14 часа температурата на почвата,
започва да пада.
Към 14-15 часа се изравнява с температурата на въздуха;
Оттук нататък с ново понижение на температурата
почвата започва да пада и температурата на въздуха.
Така минималната в дневния ход на температурата
въздухът на земната повърхност пада навреме
малко след изгрев слънце,
и максимум 14-15 часа.

44. Ежедневно изменение на температурата на въздуха в близост до земната повърхност

Дневният ход на температурата на въздуха е доста правилен
се проявява само при стабилно ясно време.
Изглежда още по-логично средно от голямо
брой наблюдения: дългосрочни денонощни криви
температура - плавни криви, подобни на синусоиди.
Но в някои дни дневните колебания на температурата на въздуха могат
много грешат.
Зависи от промените в облачността, които променят радиацията
условия на земната повърхност, както и от адвекция, т.е
приток на въздушни маси с различна температура.
В резултат на тези причини температурният минимум може да се измести
дори през деня и максимум - през нощта.
Денонощното изменение на температурата може да изчезне напълно или кривата
дневната промяна ще приеме сложна и неравномерна форма.

45. Ежедневно изменение на температурата на въздуха в близост до земната повърхност

Редовният денонощен ход се припокрива или маскира
непериодични температурни промени.
Например в Хелзинки през януари има 24%
вероятността максималната дневна температура
да бъде между полунощ и един сутринта, и
само 13% шанс да падне
времеви интервал от 12 до 14 часа.
Дори в тропиците, където непериодичните температурни промени са по-слаби, отколкото в умерените ширини, максималните
температурите са следобед
само в 50% от всички случаи.

46. ​​​​Дневна промяна на температурата на въздуха в близост до земната повърхност

В климатологията обикновено се разглежда денонощната вариация
температура на въздуха, осреднена за дълъг период от време.
В такъв среден дневен курс, непериодични промени
температури, които падат повече или по-малко равномерно
всички часове на деня взаимно се компенсират.
В резултат на това кривата на дългосрочната дневна вариация има
прост характер, близък до синусоидален.
Например, помислете за ежедневните колебания на температурата на въздуха в
Москва през януари и юли, изчислени по многогодишни
данни.
Многогодишен средна температураза всеки час
дни януари или юли, а след това според получената средна стойност
почасовите стойности бяха конструирани дългосрочни криви
дневен курс за януари и юли.

47. Ежедневен ход на температурата на въздуха в Москва през януари и юли. Цифрите показват средните месечни температури за януари и юли.

48. Ежедневни промени в амплитудата на температурата на въздуха

Дневната амплитуда на температурата на въздуха варира според сезона,
географска ширина, както и в зависимост от естеството на почвата и
терен.
През зимата тя е по-малка отколкото през лятото, както и амплитудата
температура на основната повърхност.
С увеличаване на географската ширина дневната температурна амплитуда
въздухът намалява, когато обедната височина на слънцето намалява
над хоризонта.
Под географски ширини от 20-30 ° на сушата, средногодишната дневна стойност
температурна амплитуда около 12°,
под ширина 60° около 6°,
под ширина 70° само 3°.
В най-високите географски ширини, където слънцето не изгрява или
идва много дни подред, редовен ежедневен курс
никаква температура.

49. Влияние на характера на почвата и почвената покривка

Колкото по-голям е дневният диапазон на самата температура
почвена повърхност, толкова по-голяма е дневната амплитуда
температура на въздуха над него.
В степите и пустините средната дневна амплитуда
достига 15-20°, понякога 30°.
Над обилната растителна покривка е по-малък.
Близостта на водоизточниците също оказва влияние върху денонощната амплитуда.
котловини: в крайбрежните райони е понижена.

50. Релефно въздействие

На изпъкнали форми на релефа (на върховете и на
склонове на планини и хълмове) дневен температурен диапазон
въздухът е намален в сравнение с равнинния терен.
При вдлъбнати форми на релефа (в долини, дерета и котловини)
увеличена.
Причината е, че върху изпъкнали форми на релефа
въздухът има намалена зона на контакт с
подлежащата повърхност и бързо се отстранява от нея, като се заменя
нови въздушни маси.
При вдлъбнати форми на релефа въздухът се нагрява по-силно от
повърхност и застоява повече през деня и през нощта
охлажда по-силно и се стича по склоновете. Но в тесен
клисури, където има както приток на радиация, така и ефективна радиация
намалени, денонощните амплитуди са по-малки, отколкото при широк
долини

51. Влияние на моретата и океаните

Малки денонощни температурни амплитуди на повърхността
моретата също имат малки дневни амплитуди
температура на въздуха над морето.
Последните обаче все още са по-високи от дневните
амплитуди на самата морска повърхност.
Денонощни амплитуди на повърхността на открития океан
измерва се само в десети от градуса;
но в долния слой въздух над океана те достигат 1 -
1,5°),
и повече над вътрешните морета.
Температурните амплитуди във въздуха са повишени, т.к
те се влияят от адвекцията на въздушните маси.
Директното усвояване също играе роля.
слънчева радиация от долните слоеве на въздуха през деня и
радиация от тях през нощта.

52. Изменение на дневната амплитуда на температурата с височина

Дневните температурни колебания в атмосферата се простират до
по-мощен слой от дневните колебания в океана.
На надморска височина 300 m над сушата амплитудата на дневните температурни колебания
около 50% от амплитудата на земната повърхност и екстремните стойности
температурите идват 1,5-2 часа по-късно.
На надморска височина 1 км дневният температурен диапазон над сушата е 1-2°,
на височина 2-5 km 0,5-1 °, а дневният максимум се измества към
вечер.
Над морето дневната амплитуда на температурите слабо се повишава с
висок в долните километри, но все още остава малък.
Отчитат се дори малки дневни температурни колебания
в горната тропосфера и в долната стратосфера.
Но там те вече се определят от процесите на абсорбция и емисия
излъчване от въздуха, а не от въздействията на земната повърхност.

53. Влиянието на терена

В планините, където влиянието на подстилащата повърхност е по-голямо, отколкото върху
съответни височини в свободна атмосфера, ежедневно
амплитудата намалява с височина по-бавно.
На отделни планински върхове, на надморска височина от 3000 m,
дневната амплитуда все още може да бъде 3-4°.
На високи, обширни плата, дневният температурен диапазон
въздух от същия порядък като в низините: погълната радиация
и ефективната радиация тук е голяма, както и повърхността
контакт на въздуха с почвата.
Дневният диапазон на температурата на въздуха на гара Murghab в
В Памир средната годишна температура е 15,5°, а в Ташкент е 12°.

54.

55. Радиация на земната повърхност

Горните слоеве на почвата и водата са заснежени
покривката и самата растителност излъчват
дълговълнова радиация; това земно
радиацията често се нарича присъща
радиация от земната повърхност.

56. Радиация на земната повърхност

Абсолютни температури на земната повърхност
са между 180 и 350°.
При тези температури излъчената радиация
на практика се намира вътре
4-120 микрона,
а максимумът на енергията му се пада на дължините на вълните
10-15 микрона.
Следователно цялата тази радиация
инфрачервен, невидим за окото.

57.

58. Атмосферна радиация

Атмосферата се нагрява, като абсорбира както слънчевата радиация
(макар и в сравнително малка част, около 15% от общия му брой
количество, идващо на Земята), и нейното собствено
радиация от земната повърхност.
Освен това получава топлина от земната повърхност.
чрез провеждане на топлина, както и чрез изпарение и
последваща кондензация на водна пара.
Като се нагрява, атмосферата се излъчва.
Точно както земната повърхност, тя излъчва невидимо
инфрачервено лъчение в същия диапазон
дължини на вълните.

59. Противоизлъчване

Повечето (70%) от атмосферната радиация идва от
земната повърхност, останалото отива в света
пространство.
Атмосферната радиация, достигаща до земната повърхност, се нарича противорадиация.
Насреща, защото е насочен към
собствено излъчване на земната повърхност.
Земната повърхност поглъща тази противорадиация
почти изцяло (с 90-99%). Така е
за земната повърхност важен източник на топлина в
в допълнение към абсорбираната слънчева радиация.

60. Противоизлъчване

Противоизлъчването се увеличава с увеличаване на облачността,
защото самите облаци излъчват силно.
За равнинни станции с умерени ширини средната стойност
интензитет на контра радиация (за всеки
квадратен сантиметър хоризонтална земя
повърхност за минута)
около 0,3-0,4 кал,
на планински станции - около 0,1-0,2 кал.
Това е намаляване на насрещното излъчване с височина
поради намаляване на съдържанието на водни пари.
Най-голямото противоизлъчване е на екватора, където
атмосферата е най-горещата и богата на водни пари.
На екватора средно 0,5-0,6 cal/cm2 min,
В полярните ширини до 0,3 кал/см2 мин.

61. Противоизлъчване

Основното вещество в атмосферата, което абсорбира
земно излъчване и насрещно изпращане
радиация, е водна пара.
Той абсорбира инфрачервеното лъчение в голяма степен
спектрална област - от 4,5 до 80 микрона, с изключение на
интервал между 8,5 и 11 микрона.
Със средно съдържание на водни пари в атмосферата
радиация с дължина на вълната от 5,5 до 7,0 микрона или повече
абсорбира почти напълно.
Само в диапазона 8,5-11 микрона земна радиация
преминава през атмосферата в открития космос.

62.

63.

64. Ефективна радиация

Противоизлъчването винаги е малко по-малко от земното.
През нощта, когато няма слънчева радиация, земната повърхност идва
само противорадиация.
Земната повърхност губи топлина поради положителната разлика между
собствено и противооблъчване.
Разликата между собственото излъчване на земята
повърхностно и противоизлъчване на атмосферата
наречена ефективна радиация

65. Ефективно излъчване

Ефективното облъчване е
нетна загуба на лъчиста енергия и
следователно топлината от земната повърхност
през нощта

66. Ефективна радиация

С увеличаване на облачността нараства
противорадиация, ефективна радиация
намалява.
При облачно време ефективна радиация
много по-малко, отколкото в ясно;
При облачно време по-малко и през нощта
охлаждане на земната повърхност.

67. Ефективна радиация

Ефективно излъчване, разбира се,
съществува и през деня.
Но през деня се припокрива или частично
компенсирани от абсорбираната слънчева енергия
радиация. Следователно земната повърхност
по-топло през деня, отколкото през нощта, в резултат на което,
наред с други неща, и ефективна радиация
повече през деня.

68. Ефективна радиация

Поглъщане на земна радиация и изпращане на насреща
радиация на земната повърхност, атмосферата
най-много намалява охлаждането на последния в
нощно време.
През деня той почти не предотвратява нагряването на земята.
повърхност от слънчева радиация.
Това е влиянието на атмосферата върху топлинния режим на земята
повърхност се нарича парников ефект.
поради външна аналогия с действието на очилата
оранжерии.

69. Ефективна радиация

Като цяло земната повърхност в ср
географски ширини губи ефективна
радиация около половината от това
количеството топлина, което получава
от абсорбираната радиация.

70. Радиационен баланс на земната повърхност

Разликата между погълнатата радиация и радиационния баланс на земната повърхност При наличие на снежна покривка радиационният баланс
отива до положителни стойности само на височина
слънцето е около 20-25 °, тъй като с голямо снежно албедо
неговото поглъщане на общата радиация е малко.
През деня радиационният баланс се увеличава с увеличаване на надморската височина.
слънце и намалява с неговото намаляване.
През нощта, когато няма тотална радиация,
отрицателният радиационен баланс е
ефективна радиация
и следователно се променя малко през нощта, освен ако
облачните условия остават същите.

76. Радиационен баланс на земната повърхност

Средни обедни стойности
радиационен баланс в Москва:
през лятото при ясно небе - 0,51 kW / m2,
през зимата при ясно небе - 0,03 kW / m2
лято при средни условия
облачност - 0,3 kW / m2,
зимата при средни условия
облачността е около 0 kW/m2.

77.

78.

79. Радиационен баланс на земната повърхност

Радиационният баланс се определя с балансомер.
Има една черна приемна плоча
сочещи нагоре към небето
а другата – надолу към земната повърхност.
Разликата в нагряването на плочата позволява
определяне на стойността на радиационния баланс.
През нощта тя е равна на стойността на ефективната
радиация.

80. Радиация в световното пространство

Повечето от радиацията от земната повърхност
абсорбирани в атмосферата.
Преминава само в диапазона на дължината на вълната от 8,5-11 микрона
атмосфера в световното пространство.
Тази изходяща сума е само 10%, от
приток на слънчева радиация към границата на атмосферата.
Но освен това самата атмосфера се излъчва в света
пространство около 55% от енергията от входящата
слънчева радиация,
т. е. няколко пъти по-голяма от земната повърхност.

81. Радиация в световното пространство

Радиацията от ниските слоеве на атмосферата се абсорбира
горните му слоеве.
Но, докато се отдалечавате от земната повърхност, съдържанието
водна пара, основният абсорбатор на радиация,
намалява и е необходим все по-дебел слой въздух,
за поглъщане на радиация, идваща от
подлежащите слоеве.
Започвайки от някаква височина на водната пара като цяло
недостатъчно, за да абсорбира цялата радиация,
идващи отдолу, а от тези горни слоеве част
атмосферната радиация ще отиде в света
пространство.
Изчисленията показват, че най-силно излъчващи в
Космическите слоеве на атмосферата се намират на височина от 6-10 km.

82. Радиация в световното пространство

Дълговълнова радиация на земната повърхност и
атмосфера, отиваща в космоса, се нарича
изходяща радиация.
Това е около 65 единици, ако приемем за 100 единици
приток на слънчева радиация в атмосферата. Заедно с
отразена и разсеяна късовълнова слънчева светлина
радиация, която излиза от атмосферата
количество от около 35 единици (планетарно албедо на Земята),
тази изходяща радиация компенсира притока на слънчева светлина
радиация към земята.
Така Земята, заедно с атмосферата, губи
толкова радиация, колкото получава, т.е.
е в състояние на излъчване (радиация)
баланс.

83. Радиационен баланс

Qincoming = Qoutput
Qincoming \u003d I * S проекции * (1-A)
σ
1/4
Т =
Q поток = S земя * * T4
Т=
0
252K

84. Физични константи

I - Слънчева константа - 1378 W/m2
R(Земя) - 6367 км.
А - средното албедо на Земята - 0,33.
Σ - константа на Стефан-Болцман -5,67 * 10 -8
W/m2K4

Топлинната енергия навлиза в долните слоеве на атмосферата главно от подлежащата повърхност. Топлинният режим на тези слоеве

е тясно свързано с топлинния режим на земната повърхност, така че неговото изучаване също е една от важните задачи на метеорологията.

Основните физични процеси, при които почвата получава или отдава топлина са: 1) лъчист топлообмен; 2) турбулентен топлообмен между подстилащата повърхност и атмосферата; 3) молекулярен топлообмен между повърхността на почвата и долния неподвижен прилежащ въздушен слой; 4) топлообмен между почвените слоеве; 5) фазов пренос на топлина: консумация на топлина за изпаряване на вода, топене на лед и сняг на повърхността и в дълбочината на почвата или нейното освобождаване при обратни процеси.

Топлинният режим на повърхността на земята и водните тела се определя от техните топлофизични характеристики. Специално вниманиепри подготовката трябва да се обърне внимание на извеждането и анализа на уравнението за топлопроводимост на почвата (уравнение на Фурие). Ако почвата е еднаква вертикално, тогава нейната температура Tна дълбочина zв момент t може да се определи от уравнението на Фурие

където а- топлопроводимост на почвата.

Следствието от това уравнение са основните закони на разпространението на температурните колебания в почвата:

1. Законът за инвариантност на периода на трептене с дълбочина:

T(z) = const (2)

2. Законът за намаляване на амплитудата на трептенията с дълбочина:

(3)

където и са амплитуди на дълбочини а- коефициент на топлопроводимост на почвения слой, разположен между дълбините;

3. Законът за фазовото изместване на трептенията с дълбочина (законът на забавянето):

(4)

къде е забавянето, т.е. разликата между моментите на началото на една и съща фаза на колебания (например максимум) на дълбочини и Температурните колебания проникват в почвата на дълбочина znpопределен от съотношението:

(5)

Освен това е необходимо да се обърне внимание на редица следствия от закона за намаляване на амплитудата на трептенията с дълбочина:

а) дълбочините, на които в различните почви ( ) амплитуди на температурни колебания със същия период ( = Т 2)намаление със същия брой пъти се отнасят един към друг като корен квадратен от коефициента на топлопроводимост на тези почви

б) дълбочините, на които в същата почва ( а= const) амплитуди на температурни колебания с различни периоди ( ) намаляват със същата сума =конст, са свързани помежду си като квадратни корени от периодите на трептене

(7)

Необходимо е ясно да се разбере физическият смисъл и характеристиките на образуването на топлинен поток в почвата.

Повърхностната плътност на топлинния поток в почвата се определя по формулата:

където λ е коефициентът на топлопроводимост на вертикалния температурен градиент на почвата.

Незабавна стойност Рсе изразяват в kW/m до най-близката стотна, сумите R -в MJ / m 2 (часови и дневни - до стотни, месечни - до единици, годишни - до десетки).

Средната плътност на повърхностния топлинен поток през повърхността на почвата за интервал от време t се описва с формулата

където С е обемният топлинен капацитет на почвата; интервал; z „ p- дълбочина на проникване на температурни колебания; ∆tcp- разликата между средните температури на почвения слой в дълбочина znpв края и в началото на интервала м. Нека дадем основните примерни задачи по темата „Топлинен режим на почвата“.

Задача 1.На каква дълбочина намалява дпъти амплитудата на денонощните колебания в почвата с коефициент на топлопроводимост а\u003d 18,84 cm 2 / h?

Решение.От уравнение (3) следва, че амплитудата на денонощните колебания ще намалее с фактор e на дълбочина, съответстваща на условието

Задача 2.Намерете дълбочината на проникване на дневните температурни колебания в гранит и сух пясък, ако екстремните повърхностни температури на съседни зони с гранитна почва са 34,8 °C и 14,5 °C, а със суха пясъчна почва 42,3 °C и 7,8 °C. коефициент на топлопроводимост на гранита а g \u003d 72,0 cm 2 / h, сух пясък а n \u003d 23,0 cm 2 / h.

Решение.Температурната амплитуда на повърхността на гранит и пясък е равна на:

Дълбочината на проникване се разглежда по формулата (5):

Благодарение на по-голямата топлопроводимост на гранита, получихме и по-голяма дълбочина на проникване на дневните температурни колебания.

Задача 3.Ако приемем, че температурата на горния почвен слой се променя линейно с дълбочината, трябва да се изчисли повърхностната плътност на топлинния поток в сух пясък, ако повърхностната му температура е 23,6 „ОТ,а температурата на дълбочина 5 cm е 19,4 °C.

Решение.Температурният градиент на почвата в този случай е равен на:

Топлопроводимост на сух пясък λ= 1,0 W/m*K. Топлинният поток в почвата се определя по формулата:

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

Топлинният режим на повърхностния слой на атмосферата се определя главно от турбулентно смесване, чиято интензивност зависи от динамични фактори (грапавост на земната повърхност и градиенти на скоростта на вятъра на различни нива, мащаб на движение) и топлинни фактори (нехомогенност на нагряването). на различни части от повърхността и вертикално разпределение на температурата).

За характеризиране на интензивността на турбулентното смесване се използва коефициентът на турбулентен обмен НОи коефициент на турбулентност ДА СЕ.Те са свързани чрез съотношението

K \u003d A / стр(10)

където R -плътност на въздуха.

Коефициент на турбулентност Да сеизмерено в m 2 / s, с точност до стотни. Обикновено в повърхностния слой на атмосферата се използва коефициентът на турбулентност ДА СЕ]на високо G"= 1 м. В повърхностния слой:

където z-височина (m).

Трябва да знаете основните методи за определяне ДА СЕ\.

Задача 1.Изчислете повърхностната плътност на вертикалния топлинен поток в повърхностния слой на атмосферата през областта, в която плътността на въздуха е нормална, коефициентът на турбулентност е 0,40 m 2 /s, а вертикалният температурен градиент е 30,0 °C/100m.

Решение.Изчисляваме повърхностната плътност на вертикалния топлинен поток по формулата

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

Изучаване на факторите, влияещи върху топлинния режим на повърхностния слой на атмосферата, както и периодичните и непериодични промени в температурата на свободната атмосфера. Уравненията на топлинния баланс на земната повърхност и атмосферата описват закона за запазване на енергията, получена от активния слой на Земята. Разгледайте дневния и годишен ход на топлинния баланс и причините за неговите промени.

Литература

Глава Шш,гл. 2, § 1 -8.

Въпроси за самопроверка

1. Какви фактори определят топлинния режим на почвата и водните тела?

2. Какъв е физическият смисъл на топлофизичните характеристики и как те влияят върху температурния режим на почвата, въздуха, водата?

3. От какво зависят и как зависят амплитудите на дневните и годишните колебания на повърхностната температура на почвата?

4. Формулирайте основните закони за разпределение на температурните колебания в почвата?

5. Какви са последствията от основните закони на разпределението на температурните колебания в почвата?

6. Какви са средните дълбочини на проникване на дневните и годишните температурни колебания в почвата и във водоемите?

7. Какво е влиянието на растителността и снежната покривка върху топлинния режим на почвата?

8. Какви са характеристиките на топлинния режим на водните тела, за разлика от топлинния режим на почвата?

9. Какви фактори влияят върху интензивността на турбулентността в атмосферата?

10. Какви количествени характеристики на турбулентността познавате?

11. Какви са основните методи за определяне на коефициента на турбулентност, техните предимства и недостатъци?

12. Начертайте и анализирайте дневния ход на коефициента на турбулентност над земната и водната повърхност. Какви са причините за тяхната разлика?

13. Как се определя повърхностната плътност на вертикалния турбулентен топлинен поток в повърхностния слой на атмосферата?

Б - радвам се. Баланс, P- топлина, получена при molek. топлообмен с повърхността Земята. Лен - получен от конденз. влага.

Топлинен баланс на атмосферата:

Б - радвам се. Баланс, P- разходи за топлина на молекула. топлообмен с долните слоеве на атмосферата. Gn - разходи за топлина на молекула. топлообмен с долните слоеве на почвата Len е потреблението на топлина за изпаряване на влагата.

Почивайте на картата

10) Топлинен режим на подстилащата повърхност:

Повърхността, която се нагрява директно от слънчевите лъчи и отдава топлина на подлежащите слоеве почва и въздух, се нарича активна повърхност.

Температурата на активната повърхност се определя от топлинния баланс.

Денонощният температурен ход на активната повърхност достига максимум до 13 часа, минималната температура е около момента на изгрев. Максим. и мин. температурите през деня могат да се променят поради облачността, влагата на почвата и растителната покривка.

Стойността на температурата зависи от:

1. От географската ширина на района
2. От времето на годината
3. Относно облачността
4. От термичните свойства на повърхността
5. От растителността
6. От склонове на изложението

В годишния ход на температурите максимумът при средно и високо хранене в северното полукълбо се наблюдава през юли, а минимумът през януари. В ниските географски ширини годишните амплитуди на температурните колебания са малки.

Разпределението на температурата в дълбочина зависи от топлинния капацитет и неговата топлопроводимост.Отнема време за пренос на топлина от слой на слой, за всеки 10 метра последователно нагряване на слоевете, всеки слой поема част от топлината, така че колкото по-дълбок е слоят , толкова по-малко топлина получава и толкова по-малко температурни колебания в него.средно на дълбочина 1 m дневните колебания в температурата спират, годишните колебания в ниските ширини завършват на дълбочина 5-10 m.в средните ширини нагоре до 20 м. при височина 25м. Слоят с постоянни температури, слоят почва, който се намира между активната повърхност и слоя с постоянни температури, се нарича активен слой.

Характеристики на разпространение. Фурие участва в температурата в земята, той формулира законите за разпространение на топлината в почвата или "законите на Фурие":

1))) Колкото по-голяма е плътността и влажността на почвата, толкова по-добре тя провежда топлината, толкова по-бързо се разпространява в дълбочина и толкова по-дълбоко прониква топлината. Температурата не зависи от вида на почвата. Периодът на трептене не се променя с дълбочината

2))). Увеличаването на дълбочината в аритметична прогресия води до намаляване на амплитудата на температурата в геометрична прогресия.

3))) Времето на настъпване на максималните и минималните температури, както в дневния, така и в годишния ход на температурите, намалява с дълбочина пропорционално на увеличаването на дълбочината.

11.Нагряване на атмосферата. Адвекция..Основният източник на живот и много природни процеси на Земята е лъчистата енергия на Слънцето или енергията на слънчевата радиация. Всяка минута 2,4 x 10 18 cal слънчева енергия влиза в Земята, но това е само една двумилиардна от нея. Правете разлика между пряка радиация (директно идваща от Слънцето) и дифузна (излъчвана от въздушни частици във всички посоки). Тяхната съвкупност, постъпваща върху хоризонтална повърхност, се нарича тотална радиация. Годишната стойност на общата радиация зависи преди всичко от ъгъла на падане на слънчевите лъчи върху земната повърхност (който се определя от географската ширина), от прозрачността на атмосферата и продължителността на осветяването. Като цяло общата радиация намалява от екваториално-тропичните ширини към полюсите. Тя е максимална (около 850 J / cm 2 годишно, или 200 kcal / cm 2 годишно) - в тропическите пустини, където пряката слънчева радиация е най-интензивна поради голямата надморска височина на Слънцето и безоблачното небе.

Слънцето загрява главно повърхността на Земята, загрява въздуха от нея. Топлината се пренася във въздуха чрез излъчване и проводимост. Загрятият от земната повърхност въздух се разширява и издига - така се образуват конвективни течения. Способността на земната повърхност да отразява слънчевите лъчи се нарича албедо: снегът отразява до 90% от слънчевата радиация, пясъкът - 35%, а влажната повърхност на почвата около 5%. Тази част от общата радиация, която остава след изразходването й за отразяване и за топлинно излъчване от земната повърхност, се нарича радиационен баланс (остатъчна радиация). Радиационният баланс закономерно намалява от екватора (350 J/cm 2 годишно, или около 80 kcal/cm 2 годишно) към полюсите, където е близо до нулата. От екватора до субтропиците (четиридесетте) радиационният баланс през цялата година е положителен, в умерените ширини през зимата е отрицателен. Температурата на въздуха също намалява към полюсите, което се отразява добре от изотерми - линии, свързващи точки с еднаква температура. Изотермите на най-топлия месец са границите на седем топлинни зони. Горещата зона е ограничена от изотерми от +20 °c до +10 °c, два умерени полюса се простират, от +10 °c до 0 °c - студено. Две субполярни области на замръзване са очертани от нулева изотерма - тук ледът и снегът практически не се топят. Мезосферата се простира до 80 km, в която плътността на въздуха е 200 пъти по-малка, отколкото на повърхността, а температурата отново намалява с височина (до -90 °). Това е последвано от йоносферата, състояща се от заредени частици (тук се появяват сияния), другото й име е термосферата - тази обвивка е получена поради изключително високи температури (до 1500 °). Слоевете над 450 км, някои учени наричат ​​екзосфера, оттук частиците излизат в открития космос.

Атмосферата предпазва Земята от прекомерно прегряване през деня и охлаждане през нощта, предпазва целия живот на Земята от ултравиолетова слънчева радиация, метеорити, корпускулярни потоци и космически лъчи.

адвекция- движението на въздуха в хоризонтална посока и пренасянето с него на неговите свойства: температура, влажност и др. В този смисъл се говори например за адвекцията на топлина и студ. Адвекцията на студени и топли, сухи и влажни въздушни маси играе важна роля в метеорологичните процеси и по този начин влияе върху състоянието на времето.

Конвекция- явлението пренос на топлина в течности, газове или гранулирани среди чрез потоци на самото вещество (няма значение дали е принудително или спонтанно). Има т.нар. естествена конвекция, което възниква спонтанно в вещество, когато то се нагрява неравномерно в гравитационно поле. При такава конвекция долните слоеве на материята се нагряват, стават по-леки и изплуват, докато горните слоеве, напротив, се охлаждат, стават по-тежки и потъват надолу, след което процесът се повтаря отново и отново. При определени условия процесът на смесване се самоорганизира в структурата на отделни вихри и се получава повече или по-малко правилна решетка от конвекционни клетки.

Разграничете ламинарна и турбулентна конвекция.

Естествената конвекция дължи много атмосферни явления, включително образуването на облаци. Благодарение на същото явление тектоничните плочи се движат. Конвекцията е отговорна за появата на гранули на Слънцето.

адиабатен процес-промяна в термодинамичното състояние на въздуха, която протича адиабатично (изентропично), т.е. без топлообмен между него и околната среда (земната повърхност, космоса, други въздушни маси).

12. Температурни инверсиив атмосферата повишаване на температурата на въздуха с височина вместо обичайната за тропосферанейният упадък. Температурни инверсиисе намират и близо до земната повърхност (повърхност Температурни инверсии), и в свободна атмосфера. Повърхност Температурни инверсиинай-често се образува в тихи нощи (през зимата, понякога през деня) в резултат на интензивно топлинно излъчване от земната повърхност, което води до охлаждане както на самия него, така и на прилежащия въздушен слой. Дебелина на повърхността Температурни инверсиие десетки до стотици метри. Повишаването на температурата в инверсионния слой варира от десети градуса до 15-20 °C и повече. Най-мощната зимна земя Температурни инверсиив Източен Сибир и Антарктика.
В тропосферата, над земния слой, Температурни инверсиипо-често те се образуват в антициклони поради утаяване на въздуха, придружено от неговото компресиране и, следователно, нагряване (инверсия на утаяване). В зони атмосферни фронтове Температурни инверсиисе създават в резултат на притока на топъл въздух върху подлежащия студен. Горна атмосфера (стратосфера, мезосфера, термосфера) Температурни инверсиипоради силното поглъщане на слънчевата радиация. И така, на височини от 20-30 до 50-60 кмразположен Температурни инверсиисвързано с поглъщането на слънчевата ултравиолетова радиация от озона. В основата на този слой температурата е от -50 до -70°C, на горната му граница се повишава до -10 - +10°C. Мощен Температурни инверсии, започвайки от 80-90 н.в кми се простира за стотици кмнагоре, също се дължи на абсорбцията на слънчевата радиация.
Температурни инверсииса забавящите слоеве в атмосферата; предотвратяват развитието на вертикални движения на въздуха, в резултат на което под тях се натрупват водни пари, прах и ядра на конденз. Това благоприятства образуването на слоеве мъгла, мъгла, облаци. Поради аномалното пречупване на светлината в Температурни инверсиипонякога възникват миражи. AT Температурни инверсиисъщо се образуват атмосферни вълноводи, благоприятен за далеч разпространение на радиовълни.

13.Видове годишно изменение на температурата.GГодишният ход на температурата на въздуха в различните географски области е разнообразен. Според големината на амплитудата и времето на настъпване на екстремните температури се разграничават четири вида годишно изменение на температурата на въздуха.

екваториален тип. AT екваториална зонаима две за една година

максимална температура - след пролетното и есенното равноденствие, когато

слънцето над екватора по обяд е в зенита си, а два минимума са след него

зимно и лятно слънцестоене, когато слънцето е най-ниско

височина. Тук амплитудите на годишната вариация са малки, което се обяснява с малкия

промяна в притока на топлина през годината. Над океаните амплитудите са

около 1 °С, а над континентите 5-10 °С.

Тропически тип.В тропическите ширини има прост годишен цикъл

температура на въздуха с максимум след лятото и минимум след зимата

слънцестоене. Амплитуди на годишния цикъл с разстояние от екватора

увеличение през зимата. Средната амплитуда на годишния цикъл по континентите

е 10 - 20°C, над океаните 5 - 10°C.

Умерен тип.В умерените географски ширини също има годишно изменение

температури с максимум след лятото и минимум след зимата

слънцестоене. Над континентите на северното полукълбо максимумът

средната месечна температура се наблюдава през юли, над моретата и бреговете - през

Август. Годишните амплитуди нарастват с географската ширина. над океаните и

по бреговете те са средно 10-15 ° C, а на ширина достигат 60 °

полярен тип. полярни регионихарактеризиращ се с продължителна настинка

през зимата и сравнително кратко прохладно лято. Годишните амплитуди над

океана и бреговете на полярните морета са 25-40 ° C, а на сушата

надвишава 65 ° C. Максималната температура се наблюдава през август, минималната - в

Разгледаните видове годишно изменение на температурата на въздуха се разкриват от

дългосрочни данни и представляват регулярни периодични колебания.

В някои години под въздействието на нахлувания на топли и студени маси,

отклонения от дадените типове.

14. Характеристики на влажността на въздуха.

Влажност на въздуха,съдържанието на водни пари във въздуха; една от най-важните характеристики на времето и климата. В. в. има голямо значение при някои технологични процеси, лечението на редица заболявания, съхранението на произведения на изкуството, книги и др.

Характеристика на В. в. служат: 1) еластичност (или частично налягане) дводна пара, изразена в n/m 2 (в mmHg Изкуство.или в мб), 2) абсолютна влажност а -количеството водна пара в g/m 3; 3) специфична влажност q-количеството водна пара в Жна килограма влажен въздух; 4) съотношение на сместа w, определено от количеството водна пара в Жна килограмасух въздух; 5) относителна влажност р-коефициент на еластичност дводни пари, съдържащи се във въздуха, до максимална еластичност дводна пара, насищаща пространството над плоска повърхност с чиста вода (еластичност на насищане) при дадена температура, изразена в %; 6) дефицит на влага д-разликата между максималната и действителната еластичност на водната пара при дадена температура и налягане; 7) точка на оросяване τ - температурата, която въздухът ще приеме, ако се охлади изобарно (при постоянно налягане) до състояние на насищане на водните пари в него.

В. в. земната атмосфера варира в широки граници. И така, близо до земната повърхност съдържанието на водна пара във въздуха е средно от 0,2% обемни във високите географски ширини до 2,5% в тропиците. Съответно налягането на парите дв полярните ширини през зимата по-малко от 1 мб(понякога само стотни мб), а през лятото под 5 мб; в тропиците се повишава до 30 мб, а понякога и повече. В субтропичните пустини днамалени до 5-10 мб (1 mb = 10 2 n/m 2). Относителна влажност rмного висока в екваториалната зона (средно годишно до 85% или повече), както и в полярните ширини и през зимата вътре в континентите на средните ширини - тук поради ниската температура на въздуха. През лятото мусонните райони се характеризират с висока относителна влажност (Индия - 75-80%). Ниски стойности rсе наблюдават в субтропичните и тропическите пустини и през зимата в мусонните райони (до 50% и по-малко). С височина r, аи рбързо намаляват. На височина 1,5-2 кмналягането на парите е средно половината от това на земната повърхност. Към тропосферата (долни 10-15 км) съставлява 99% от водните пари в атмосферата. Средно над всеки м 2 от земната повърхност във въздуха съдържа около 28,5 килограмаводна пара.

Дневният ход на налягането на парите над морето и в крайбрежните райони е успореден на дневния ход на температурата на въздуха: съдържанието на влага се увеличава през деня с увеличаване на изпарението. Това е същата ежедневна рутина. дв централните райони на континентите през студения сезон. През лятото в дълбините на континентите се наблюдава по-сложна денонощна вариация с два максимума - сутрин и вечер. Дневна вариация на относителната влажност rе обратна на денонощната промяна на температурата: през деня с повишаване на температурата и следователно с увеличаване на еластичността на насищане дотносителната влажност намалява. Годишният ход на парното налягане е успореден на годишния ход на температурата на въздуха; Относителната влажност се променя с годишния ход обратно на температурата. В. в. измерено влагомерии психрометри.

15. Изпарение- физическият процес на преход на материята от течно състояниев газообразно състояние (пара) от повърхността на течността. Процесът на изпарение е обратен на процеса на кондензация (преход от пара към течност).

Процесът на изпаряване зависи от интензивността на топлинното движение на молекулите: колкото по-бързо се движат молекулите, толкова по-бързо става изпарението. В допълнение, важни фактори, влияещи върху процеса на изпаряване, са скоростта на външната (по отношение на веществото) дифузия, както и свойствата на самото вещество. Просто казано, с вятър изпарението става много по-бързо. Що се отнася до свойствата на веществото, тогава, например, алкохолът се изпарява много по-бързо от водата. Важен фактор е и повърхността на течността, от която се получава изпарение: от тесен декантер това ще се случи по-бавно, отколкото от широка чиния.

Изпарение- максималното възможно изпарение при определени метеорологични условия от достатъчно влажна подложка, т.е. при условия на неограничен запас от влага. Изпарението се изразява в милиметри изпарена вода и е много различно от действителното изпарение, особено в пустинята, където изпарението е близо до нула и изпарението е 2000 mm на година или повече.

16.кондензация и сублимация.Кондензацията се състои в промяна на формата на водата от нейното газообразно състояние (водна пара) в течна вода или ледени кристали. Кондензацията възниква главно в атмосферата, когато топлият въздух се издига, охлажда и губи способността си да съдържа водни пари (състояние на насищане). В резултат на това излишната водна пара се кондензира под формата на капковидни облаци. Движението нагоре, което образуват облаците, може да бъде причинено от конвекция в неустойчиво стратифициран въздух, конвергенция, свързана с циклони, издигащ се въздух от фронтове и издигане над повдигната топография като планини.

Сублимация- образуване на ледени кристали (замръзване) веднага от водна пара без преминаването им във вода или бързото им охлаждане под 0°C в момент, когато температурата на въздуха е все още над това радиационно охлаждане, което се случва в тихи ясни нощи в студената част на годината.

Роса- изглед валежиобразувани върху повърхността на земята, растения, предмети, покриви на сгради, автомобили и други предмети.

Поради охлаждането на въздуха, водната пара кондензира върху предмети в близост до земята и се превръща във водни капчици. Това обикновено се случва през нощта. В пустинните райони росата е важен източник на влага за растителността. Достатъчно силно охлаждане на долните слоеве на въздуха възниква, когато след залез слънце повърхността на земята се охлажда бързо от топлинно излъчване. Изгодни условияза това са ясно небе и повърхностно покритие, което лесно отделя топлина, като например трева. Особено силно образуване на роса има в тропическите райони, където въздухът в повърхностния слой съдържа много водни пари и поради интензивното нощно топлинно излъчване на земята е значително охладен. Слана се образува при ниски температури.

Температурата на въздуха, под която пада росата, се нарича точка на оросяване.

Слана- вид валежи, които представляват тънък слой ледени кристали, образувани от атмосферни водни пари. Често се придружава от мъгла.Подобно на росата, тя се образува поради охлаждане на повърхността до отрицателни температури, по-ниски от температурата на въздуха, и десублимация на водни пари на повърхността, охладена под 0°C. Частиците скреж приличат на снежинки по форма, но се различават от тях с по-малка редовност, тъй като се раждат в по-малко равновесни условия, на повърхността на някои обекти.

скреж- вид на валежите.

Слана е отлагания от лед върху тънки и дълги предмети (клони на дървета, жици) в мъгла.

Директно от слънчевите лъчи земната повърхност се нагрява, а вече от нея - атмосферата. Повърхността, която приема и отдава топлина, се нарича активна повърхност . В температурния режим на повърхността се разграничават дневни и годишни температурни колебания. Денонощните промени на повърхностните температури – промяна на повърхностната температура през деня. Дневният ход на температурите на земната повърхност (суха и лишена от растителност) се характеризира с един максимум около 13:00 часа и един минимум преди изгрев слънце. Максималните дневни температури на земната повърхност могат да достигнат 80 0 C в субтропиците и около 60 0 C в умерените ширини.

Разлика между максимум и минимум дневна температураповърхност се нарича дневен температурен диапазон. Дневната амплитуда на температурата може да достигне 40 0 ​​​​С през лятото, най-малката амплитуда на дневните температури през зимата - до 10 0 С.

Годишна промяна на повърхностната температура- изменение на средната месечна повърхностна температура през годината, което се дължи на хода на слънчевата радиация и зависи от географската ширина на мястото. В умерените ширини максималните температури на земната повърхност се наблюдават през юли, минималните - през януари; на океана върховете и спадовете закъсняват с месец.

Годишна амплитуда на повърхностните температуриравна на разликата между максималните и минималните средномесечни температури; нараства с увеличаване на географската ширина на мястото, което се обяснява с увеличаването на колебанията в големината на слънчевата радиация. Годишната температурна амплитуда достига най-големите си стойности на континентите; много по-малко по океаните и морските брегове. Най-малката годишна амплитуда на температурата се наблюдава в екваториалните ширини (2-3 0), най-голямата - в субарктическите ширини на континентите (повече от 60 0).

Топлинен режим на атмосферата.Атмосферният въздух се нагрява леко от пряка слънчева светлина. защото въздушната обвивка свободно преминава слънчевите лъчи. Атмосферата се нагрява от подлежащата повърхност.Топлината се пренася в атмосферата чрез конвекция, адвекция и кондензация на водни пари. Слоевете въздух, нагрявани от почвата, стават по-леки и се издигат нагоре, докато по-студеният, следователно по-тежък въздух се спуска. В резултат на термични конвекциязагряване на високи слоеве въздух. Вторият процес на пренос на топлина е адвекция– хоризонтален пренос на въздух. Ролята на адвекцията е да пренася топлина от ниски към високи географски ширини; през зимния сезон топлината се пренася от океаните към континентите. Кондензация на водни пари- важен процес, който пренася топлина към високите слоеве на атмосферата - при изпаряване се отнема топлина от изпарителната повърхност, при кондензация в атмосферата тази топлина се отделя.

Температурата намалява с височината. Промяната на температурата на въздуха за единица разстояние се нарича вертикален температурен градиент средно е 0,6 0 на 100 м. В същото време ходът на това намаление в различните слоеве на тропосферата е различен: 0,3-0,4 0 до височина 1,5 km; 0,5-0,6 - между височини 1,5-6 км; 0,65-0,75 - от 6 до 9 км и 0,5-0,2 - от 9 до 12 км. В повърхностния слой (с дебелина 2 m) градиентите, преобразувани на 100 m, са стотици градуси. При издигащия се въздух температурата се променя адиабатично. адиабатен процес - процесът на промяна на температурата на въздуха по време на вертикалното му движение без топлообмен с околната среда (в една маса, без топлообмен с други среди).

Често се наблюдават изключения при описаното вертикално разпределение на температурата. Случва се горните слоеве на въздуха да са по-топли от долните, съседни на земята. Това явление се нарича температурна инверсия (повишаване на температурата с надморска височина) . Най-често инверсията е следствие от силно охлаждане на повърхностния слой въздух, причинено от силно охлаждане на земната повърхност през ясни тихи нощи, предимно през зимата. С пресечен релеф студените въздушни маси бавно се стичат по склоновете и се задържат в котловини, падини и др. Инверсии могат да се образуват и когато въздушните маси се движат от топли към студени региони, тъй като когато нагрятият въздух тече върху студена подлежаща повърхност, долните му слоеве забележимо се охлаждат (компресионна инверсия).