Teplotný režim podkladového povrchu. Tepelný režim atmosféry a zemského povrchu Tepelný režim podložného povrchu a atmosféry

TEPELNÝ REŽIM PODKLADOVÉHO POVRCHU A ATMOSFÉRY

Povrch priamo ohrievaný slnečnými lúčmi a odovzdávajúci teplo podložným vrstvám a vzduchu je tzv aktívny. Teplotu aktívneho povrchu, jej hodnotu a zmenu (denné a ročné kolísanie) určuje tepelná bilancia.

Maximálna hodnota takmer všetkých zložiek tepelnej bilancie sa pozoruje v blízkosti poludnia. Výnimkou je maximálna výmena tepla v pôde, ktorá pripadá na ranné hodiny.

Maximálne amplitúdy dennej variácie zložiek tepelnej bilancie sa pozorujú v lete, minimálne v zime. V dennom chode povrchovej teploty, suchá a bez vegetácie, za jasného dňa je maximum po 13:00, minimum je okolo východu slnka. Oblačnosť narúša pravidelný priebeh povrchovej teploty a spôsobuje posun momentov maxím a miním. Veľký vplyv povrchovú teplotu ovplyvňuje jeho vlhkosť a vegetačný kryt. Maximálne denné povrchové teploty môžu byť + 80°C alebo viac. Denné výkyvy dosahujú 40°. Ich hodnota závisí od zemepisnej šírky miesta, ročného obdobia, oblačnosti, tepelných vlastností povrchu, jeho farby, drsnosti, vegetačného krytu, expozície svahu.

Ročný chod teploty aktívnej vrstvy je v rôznych zemepisných šírkach rôzny. Maximálna teplota v stredných a vysokých zemepisných šírkach sa zvyčajne pozoruje v júni, minimálna - v januári. Amplitúdy ročných výkyvov teploty aktívnej vrstvy v nízkych zemepisných šírkach sú veľmi malé, v stredných zemepisných šírkach na súši dosahujú 30°. Ročné výkyvy povrchovej teploty v miernych a vysokých zemepisných šírkach sú silne ovplyvnené snehovou pokrývkou.

Prenos tepla z vrstvy do vrstvy si vyžaduje čas a momenty nástupu maximálnych a minimálnych teplôt počas dňa sa oneskorujú o každých 10 cm asi o 3 hodiny. Ak bola najvyššia teplota na povrchu okolo 13:00, v hĺbke 10 cm teplota dosiahne maximum okolo 16:00 a v hĺbke 20 cm - asi o 19:00 atď. zahrievanie podkladových vrstiev od nadložných, každá vrstva absorbuje určité množstvo tepla. Čím je vrstva hlbšia, tým menej tepla prijíma a tým slabšie sú v nej výkyvy teplôt. Amplitúda denných teplotných výkyvov s hĺbkou klesá 2-krát na každých 15 cm. To znamená, že ak je na povrchu amplitúda 16°, potom v hĺbke 15 cm je to 8° a v hĺbke 30 cm je to 4°.

V priemernej hĺbke okolo 1 m „doznievajú“ denné výkyvy teploty pôdy. Vrstva, v ktorej sa tieto kmity prakticky zastavia, sa nazýva vrstva stála denná teplota.

Ako dlhšie obdobie teplotné výkyvy, tým hlbšie sa šíria. V stredných zemepisných šírkach sa vrstva konštantnej ročnej teploty nachádza v hĺbke 19-20 m, vo vysokých zemepisných šírkach v hĺbke 25 m.V tropických šírkach sú ročné amplitúdy teplôt malé a vrstva konštantnej ročnej amplitúdy je nachádza sa v hĺbke len 5-10 m a minimálne teploty sa oneskorujú v priemere o 20-30 dní na meter. Ak teda bola najnižšia teplota na povrchu pozorovaná v januári, v hĺbke 2 m sa vyskytuje začiatkom marca. Pozorovania ukazujú, že teplota vo vrstve konštantnej ročnej teploty je blízka priemernej ročnej teplote vzduchu nad povrchom.

Voda, ktorá má vyššiu tepelnú kapacitu a nižšiu tepelnú vodivosť ako pôda, sa ohrieva pomalšie a pomalšie uvoľňuje teplo. Časť slnečných lúčov dopadajúcich na vodnú hladinu je absorbovaná najvrchnejšou vrstvou a časť z nich preniká do značnej hĺbky a priamo ohrieva časť jej vrstvy.

Pohyblivosť vody umožňuje prenos tepla. V dôsledku turbulentného miešania dochádza k prenosu tepla do hĺbky 1000 - 10 000 krát rýchlejšie ako pri vedení tepla. Pri ochladzovaní povrchových vrstiev vody dochádza k tepelnej konvekcii sprevádzanej miešaním. Denné teplotné výkyvy na povrchu oceánu vo vysokých zemepisných šírkach sú v priemere iba 0,1 °, v miernych šírkach - 0,4 °, v tropických šírkach - 0,5 °. Hĺbka prieniku týchto vibrácií je 15-20m. Ročné amplitúdy teplôt na povrchu oceánu sa pohybujú od 1° v rovníkových šírkach do 10,2° v miernych šírkach. Ročné teplotné výkyvy prenikajú do hĺbky 200-300 m.Momenty maximálnej teploty vo vodných útvaroch sú v porovnaní s pevninou oneskorené. Maximum nastáva asi 15-16 hodín, minimum - 2-3 hodiny po východe slnka.

Tepelný režim spodnej vrstvy atmosféry.

Vzduch sa ohrieva hlavne nie priamo slnečnými lúčmi, ale prenosom tepla do neho podkladovým povrchom (procesy sálania a vedenia tepla). Najdôležitejšiu úlohu pri prenose tepla z povrchu do nadložných vrstiev troposféry zohrávajú výmena tepla a prenos latentného tepla vyparovania. Náhodný pohyb častíc vzduchu spôsobený jeho zahrievaním nerovnomerne zohriateho podkladového povrchu sa nazýva tepelná turbulencia alebo tepelná konvekcia.

Ak namiesto malých chaotických pohybujúcich sa vírov začnú prevládať mohutné vzostupné (termické) a menej mohutné zostupné pohyby vzduchu, konvekcia je tzv. usporiadaný. Ohrievanie vzduchu v blízkosti povrchu sa ponáhľa nahor a prenáša teplo. Tepelná konvekcia sa môže rozvíjať len dovtedy, kým má vzduch vyššiu teplotu ako je teplota prostredia, v ktorom stúpa (nestabilný stav atmosféry). Ak sa teplota stúpajúceho vzduchu rovná teplote jeho okolia, stúpanie sa zastaví (ľahostajný stav atmosféry); ak je vzduch chladnejší ako prostredie, začne klesať (ustálený stav atmosféry).

S turbulentným pohybom vzduchu stále viac jeho častíc v kontakte s povrchom prijíma teplo a stúpaním a miešaním ho odovzdáva iným časticiam. Množstvo tepla prijatého vzduchom z povrchu turbulenciou je 400-krát väčšie ako množstvo tepla, ktoré prijíma v dôsledku žiarenia a v dôsledku prenosu molekulárnym vedením tepla - takmer 500 000-krát. Teplo sa prenáša z povrchu do atmosféry spolu s vlhkosťou, ktorá sa z neho odparuje, a potom sa uvoľňuje počas procesu kondenzácie. Každý gram vodnej pary obsahuje 600 kalórií latentného tepla vyparovania.

Pri stúpajúcom vzduchu sa teplota mení v dôsledku adiabatické procesu, t.j. bez výmeny tepla s životné prostredie, premenou vnútornej energie plynu na prácu a práce na vnútornú energiu. Keďže vnútorná energia je úmerná absolútnej teplote plynu, teplota sa mení. Stúpajúci vzduch sa rozpína, koná prácu, na ktorú vynakladá vnútornú energiu a jeho teplota klesá. Klesajúci vzduch sa naopak stláča, uvoľňuje sa energia vynaložená na expanziu a teplota vzduchu stúpa.

Suchý alebo vodnými parami obsahujúci, ale nimi nenasýtený vzduch stúpajúci, sa adiabaticky ochladzuje o 1° na každých 100 m. Vzduch nasýtený vodnou parou sa pri stúpaní do 100 m ochladzuje o menej ako 1°, keďže v ňom dochádza ku kondenzácii uvoľnením tepla, ktoré čiastočne kompenzuje teplo vynaložené na expanziu.

Množstvo ochladzovania nasýteného vzduchu pri jeho stúpaní o 100 m závisí od teploty vzduchu a na atmosferický tlak a značne sa líšia. Nenasýtený vzduch, ktorý klesá, sa ohrieva o 1 ° na 100 m, nasýtený menším množstvom, pretože v ňom dochádza k vyparovaniu, na ktoré sa spotrebuje teplo. Stúpajúci nasýtený vzduch zvyčajne počas zrážok stráca vlhkosť a stáva sa nenasýteným. Pri spustení sa takýto vzduch ohreje o 1 ° na 100 m.

Výsledkom je, že pokles teploty počas stúpania je menší ako jej nárast počas znižovania a vzduch, ktorý stúpa a potom klesá na rovnakej úrovni pri rovnakom tlaku, bude mať inú teplotu - konečná teplota bude vyššia ako počiatočná . Takýto proces sa nazýva pseudoadiabatický.

Keďže vzduch sa ohrieva hlavne z aktívneho povrchu, teplota v spodnej atmosfére spravidla klesá s výškou. Vertikálny gradient pre troposféru je v priemere 0,6° na 100 m. Považuje sa za pozitívny, ak teplota klesá s výškou, a za negatívny, ak stúpa. V spodnej povrchovej vrstve vzduchu (1,5-2 m) môžu byť vertikálne gradienty veľmi veľké.

Nárast teploty s výškou je tzv inverzia a vrstva vzduchu, v ktorej teplota stúpa s výškou, - inverzná vrstva. V atmosfére možno takmer vždy pozorovať vrstvy inverzie. O zemského povrchu keď je silne ochladený v dôsledku žiarenia, radiačná inverzia(inverzia žiarenia) . Objavuje sa za jasných letných nocí a môže pokryť vrstvu niekoľko stoviek metrov. v zime v jasné počasie inverzia pretrváva niekoľko dní a dokonca týždňov. Zimné inverzie môžu pokryť vrstvu až do 1,5 km.

Inverziu umocňujú reliéfne podmienky: studený vzduch prúdi do depresie a tam stagnuje. Takéto inverzie sa nazývajú orografický. Mocné inverzie tzv náhodný, sa tvoria v tých prípadoch, keď relatívne teplý vzduch prichádza na studený povrch a ochladzuje jeho spodné vrstvy. Denné advektívne inverzie sú slabo vyjadrené, v noci sú zosilnené radiačným ochladzovaním. Na jar tvorbu takýchto inverzií uľahčuje ešte neroztopená snehová pokrývka.

Mrazy sú spojené s javom teplotnej inverzie v povrchovej vrstve vzduchu. Zmraziť - pokles teploty vzduchu v noci na 0 ° a nižšie v čase, keď sú priemerné denné teploty nad 0 ° (jeseň, jar). Môže sa tiež stať, že mrazy sú pozorované iba na pôde, keď je teplota vzduchu nad nulou.

Tepelný stav atmosféra ovplyvňuje šírenie svetla v nej. V prípadoch, keď sa teplota prudko mení s výškou (zvyšuje sa alebo klesá), existujú fatamorgány.

Mirage - imaginárny obraz objektu, ktorý sa objaví nad ním (horná fatamorgána) alebo pod ňou (dolná fatamorgána). Menej časté sú bočné fatamorgány (obrázok sa objavuje zboku). Príčinou fatamorgánov je zakrivenie trajektórie svetelných lúčov prichádzajúcich z objektu do oka pozorovateľa v dôsledku ich lomu na hranici vrstiev s rôznou hustotou.

Denné a ročné kolísanie teploty v dolnej troposfére do výšky 2 km vo všeobecnosti odráža kolísanie povrchovej teploty. So vzdialenosťou od povrchu sa amplitúdy teplotných výkyvov znižujú a momenty maxima a minima sa oneskorujú. Denné výkyvy teploty vzduchu v zime sú viditeľné do výšky 0,5 km, v lete - do 2 km.

Amplitúda denných teplotných výkyvov klesá s rastúcou zemepisnou šírkou. Najväčšia denná amplitúda je v subtropických zemepisných šírkach, najmenšia - v polárnych. V miernych zemepisných šírkach sú denné amplitúdy v rôznych obdobiach roka rôzne. Vo vysokých zemepisných šírkach je najväčšia denná amplitúda na jar a na jeseň, v miernych šírkach - v lete.

Ročný chod teploty vzduchu závisí predovšetkým od zemepisnej šírky miesta. Od rovníka k pólom sa ročná amplitúda kolísania teploty vzduchu zvyšuje.

Existujú štyri typy ročných teplotných zmien podľa veľkosti amplitúdy a času nástupu extrémnych teplôt.

rovníkový typ charakterizované dvoma maximami (po rovnodennosti) a dvoma minimami (po slnovratoch). Amplitúda nad oceánom je asi 1 °, nad pevninou - až 10 °. Teplota je počas celého roka pozitívna.

Tropický typ - jedno maximum (po letnom slnovrate) a jedno minimum (po zimnom slnovrate). Amplitúda nad oceánom je asi 5 °, na súši - až 20 °. Teplota je počas celého roka pozitívna.

Stredný typ - jedno maximum (na severnej pologuli nad pevninou v júli, nad oceánom v auguste) a jedno minimum (na severnej pologuli nad pevninou v januári, nad oceánom vo februári). Jasne sa rozlišujú štyri ročné obdobia: teplé, studené a dve prechodné. Ročná amplitúda teploty sa zvyšuje so zvyšujúcou sa zemepisnou šírkou, ako aj so vzdialenosťou od oceánu: na pobreží 10 °, preč od oceánu - až 60 ° a viac (v Jakutsku -62,5 °). Teplota v chladnom období je negatívna.

polárny typ - zima je veľmi dlhá a studená, leto krátke a chladné. Ročné amplitúdy sú 25° a viac (nad pevninou do 65°). Teploty sú väčšinu roka negatívne. Celkový obraz o ročnom chode teploty vzduchu komplikuje vplyv faktorov, medzi ktorými má osobitný význam podkladový povrch. Nad vodnou hladinou sa ročné kolísanie teplôt vyhladzuje, nad pevninou je naopak výraznejšie. Snehová a ľadová pokrývka výrazne znižuje ročné teploty. Ovplyvňuje aj výška miesta nad hladinou oceánu, reliéf, vzdialenosť od oceánu a oblačnosť. Hladký priebeh ročnej teploty vzduchu narúšajú poruchy spôsobené vpádom studeného alebo naopak teplého vzduchu. Príkladom môžu byť jarné návraty chladného počasia (studené vlny), jesenné návraty tepla, zimné topenia v miernych zemepisných šírkach.

Rozloženie teploty vzduchu na podkladovom povrchu.

Ak by bol zemský povrch homogénny a atmosféra a hydrosféra by boli stacionárne, distribúcia tepla po povrchu Zeme by bola určovaná iba prílevom slnečného žiarenia a teplota vzduchu by postupne klesala od rovníka k pólom, pričom by zostala rovnaké pri každej paralele (teplota slnka). V skutočnosti sú priemerné ročné teploty vzduchu určené tepelnou bilanciou a závisia od charakteru podkladového povrchu a nepretržitej výmeny tepla medzi zemepisnými šírkami uskutočňovanej pohybom vzduchu a vôd oceánu, a preto sa výrazne líšia od solárnych.

Skutočné priemerné ročné teploty vzduchu pri zemskom povrchu v nízkych zemepisných šírkach sú nižšie a vo vysokých sú, naopak, vyššie ako slnečné. Na južnej pologuli sú skutočné priemerné ročné teploty vo všetkých zemepisných šírkach nižšie ako na severnej. Priemerná teplota vzduchu pri zemskom povrchu na severnej pologuli v januári je +8°C, v júli +22°C; na juhu - v júli +10 ° С, v januári + 17 ° С. Južná pologuľa. Priemerná ročná teplota vzduchu na zemskom povrchu je +14 ° C ako celok.

Ak označíme najvyššie priemerné ročné alebo mesačné teploty na rôznych meridiánoch a spojíme ich, dostaneme čiaru tepelné maximum,často nazývaný tepelný rovník. Pravdepodobne je správnejšie považovať rovnobežku (zemepisnú kružnicu) s najvyššími normálnymi priemernými teplotami v roku alebo v ktoromkoľvek mesiaci za tepelný rovník. Tepelný rovník sa nezhoduje s geografickým a je „posunutý“ na sever. Počas roka sa pohybuje od 20° severnej šírky. sh. (v júli) na 0° (v januári). Existuje niekoľko dôvodov pre posun tepelného rovníka na sever: prevaha pevniny v tropických zemepisných šírkach severnej pologule, antarktický studený pól a možno aj trvanie letných záležitostí (leto na južnej pologuli je kratšie ).

Tepelné pásy.

Izotermy sa preberajú za hranice tepelných (teplotných) pásov. Existuje sedem tepelných zón:

horúci pás, nachádzajúce sa medzi ročnou izotermou + 20 ° severnej a južnej pologule; dve mierne pásma, ohraničené zo strany rovníka ročnou izotermou + 20 °, od pólov izotermou + 10 ° najteplejšieho mesiaca;

Dva studené pásy, ktorý sa nachádza medzi izotermou + 10 ° a a najteplejším mesiacom;

Dva mrazové pásy nachádza sa v blízkosti pólov a je ohraničená izotermou 0° najteplejšieho mesiaca. Na severnej pologuli je to Grónsko a priestor v blízkosti severného pólu, na južnej pologuli - oblasť vo vnútri rovnobežky 60 ° S. sh.

Teplotné pásma sú základom klimatických pásiem. V rámci každého pásu sú pozorované veľké zmeny teploty v závislosti od podkladového povrchu. Na súši je vplyv reliéfu na teplotu veľmi veľký. Zmena teploty s výškou na každých 100 m nie je rovnaká v rôznych teplotných zónach. Vertikálny gradient v spodnej kilometrovej vrstve troposféry sa mení od 0° nad ľadovým povrchom Antarktídy do 0,8° v lete nad tropickými púšťami. Metóda zvyšovania teplôt na hladinu mora pomocou priemerného gradientu (6°/100 m) preto môže niekedy viesť k hrubým chybám. Zmena teploty s výškou je príčinou vertikálnej klimatickej zonality.

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 desiatok 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 tepla, ktoré sa v chlade uvoľňuje do atmosféry
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, od r
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
Súvisí 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

denný kurz teplota
Viacročné denné krivky
teploty sú plynulé 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 (MSU)

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

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 stáva nula- prenos tepla z vrchnej 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 priemerná 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.
V strednom pásme európskeho územia Ruska so snehovou pokrývkou výšok
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 vegetačnej pokrývky v lete a snehovej pokrývky v zime sa 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.
Zvyšovanie 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 určitý čas a určitú hĺbku. 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 °, pod 40 ° s. sh. asi 10 ° a pri 40 ° S.
sh. okolo 5°.
Vo 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.
Viacročné priemerná teplota za každú hodinu
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 viac cez vnútrozemské moria.
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
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.
Na rovníku 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 nahor k nebu
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, mierka pohybu) a tepelných faktorov (nehomogenita vykurovania). rôznych častí povrchu a vertikálneho rozloženia teplôt).

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

K \u003d A / str(10)

kde R - hustota vzduchu.

Koeficient turbulencie Komu merané v m 2 / s s presnosťou na stotiny. Zvyčajne sa v povrchovej vrstve atmosféry používa 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, v ktorej je normálna hustota vzduchu, 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?

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 prijme a tým menšie výkyvy teploty v ňom v priemere v hĺbke 1 m ustanú denné výkyvy teplôt, ročné výkyvy v nízkych šírkach končia v hĺbke 5-10 m. v stredných zemepisných šírkach hore do 20 m vo výške 25 m. 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.. Hlavným zdrojom života a mnohých prírodných procesov na Zemi je žiarivá energia Slnka, čiže 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 zemepisnou šírkou), od priehľadnosti atmosféry a dĺžky 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 rovnakou teplotou. 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 iný názov je termosféra – túto škrupinu dostala vďaka extrémne vysokým teplotám (až 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 znova a znova opakuje. 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 vďačí za mnohé atmosférické javy, vrátane tvorby mrakov. 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 rôznych geografických oblastiach je rôznorodý. Podľa veľkosti amplitúdy a času nástupu extrémnych teplôt sa rozlišujú štyri typy ročných zmien teploty vzduchu.

rovníkový typ. AT rovníková zóna sú dve do roka

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 charakterizované dlhotrvajúcim prechladnutím

v zime a relatívne krátkych chladných letách. Ročné amplitúdy prekročili

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 najvýznamnejších charakteristík počasia a klímy. V. v. má veľký význam pri určitých technologických postupoch, liečbe množstva chorôb, skladovaní 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. zemská atmosféra sa značne líši. Takže v blízkosti zemského povrchu je 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 kolísanie relatívnej vlhkosti r je inverzná k denným zmenám teploty: počas dňa so zvýšením teploty a následne so zvýšením elasticity saturácie E relatívna vlhkosť vzduchu 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 hmoty z tekutom stave do plynnej (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 vlhkého 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 tvoria 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 (námrazy) 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- vyhliadka zrážok vytvorené na povrchu zeme, rastliny, predmety, strechy budov, autá a iné predmety.

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. Výhodné podmienky na to je 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 námraza.

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. Častice mrazu pripomínajú svojim tvarom snehové vločky, ale líšia sa od nich menšou pravidelnosťou, pretože sa rodia 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.

Priamo zo slnečných lúčov sa ohrieva zemský povrch a už od neho - atmosféra. Povrch, ktorý prijíma a vydáva teplo, sa nazýva aktívny povrch . V teplotnom režime povrchu sa rozlišujú denné a ročné teplotné výkyvy. Denné kolísanie povrchových teplôt – zmena povrchovej teploty počas dňa. Denný chod povrchových teplôt zeme (suchá a bez vegetácie) je charakterizovaná jedným maximom okolo 13:00 a jedným minimom pred východom slnka. Denné maximá povrchovej teploty súše môžu dosiahnuť 80 0 C v subtrópoch a okolo 60 0 C v miernych zemepisných šírkach.

Rozdiel medzi maximom a minimom denná teplota povrch sa nazýva denný teplotný rozsah. Denná amplitúda teploty môže v lete dosiahnuť 40 0 ​​С, najmenšia amplitúda denných teplôt v zime - až 10 0 С.

Ročné kolísanie povrchovej teploty- zmena priemernej mesačnej povrchovej teploty počas roka, vplyvom priebehu slnečného žiarenia a závisí od zemepisnej šírky miesta. V miernych zemepisných šírkach sú maximálne teploty povrchu pôdy pozorované v júli, minimálne - v januári; na oceáne sú maximá a minimá mesiac oneskorené.

Ročná amplitúda povrchových teplôt rovná sa rozdielu medzi maximálnymi a minimálnymi priemernými mesačnými teplotami; sa zvyšuje s rastúcou zemepisnou šírkou miesta, čo sa vysvetľuje nárastom kolísania veľkosti slnečného žiarenia. Ročná amplitúda teploty dosahuje najvyššie hodnoty na kontinentoch; oveľa menej na oceánoch a morských pobrežiach. Najmenšia ročná amplitúda teploty sa pozoruje v rovníkových šírkach (2-3 0), najväčšia - v subarktických šírkach na kontinentoch (viac ako 60 0).

Tepelný režim atmosféry. Atmosférický vzduch je mierne ohrievaný priamym slnečným žiarením. Pretože vzduchový plášť voľne prechádza slnečnými lúčmi. Atmosféra sa ohrieva spodným povrchom. Teplo sa prenáša do atmosféry konvekciou, advekciou a kondenzáciou vodnej pary. Vrstvy vzduchu ohrievané pôdou sa stávajú ľahšími a stúpajú nahor, zatiaľ čo chladnejší, a teda ťažší vzduch klesá. V dôsledku term konvekcia zahrievanie vysokých vrstiev vzduchu. Druhým procesom prenosu tepla je advekcia- horizontálny prenos vzduchu. Úlohou advekcie je prenášať teplo z nízkych do vysokých zemepisných šírok, v zimnom období sa teplo prenáša z oceánov na kontinenty. Kondenzácia vodnej pary- dôležitý proces odovzdávajúci teplo vysokým vrstvám atmosféry - pri vyparovaní sa teplo odoberá z vyparovacej plochy, pri kondenzácii v atmosfére sa toto teplo uvoľňuje.

Teplota klesá s výškou. Zmena teploty vzduchu na jednotku vzdialenosti je tzv vertikálny teplotný gradient v priemere je to 0,6 0 na 100 m. Zároveň je priebeh tohto poklesu v rôznych vrstvách troposféry rôzny: 0,3-0,4 0 do výšky 1,5 km; 0,5-0,6 - medzi výškami 1,5-6 km; 0,65-0,75 - od 6 do 9 km a 0,5-0,2 - od 9 do 12 km. V povrchovej vrstve (hrúbka 2 m) sú gradienty po prepočte na 100 m stovky stupňov. Pri stúpajúcom vzduchu sa teplota mení adiabaticky. adiabatický proces - proces zmeny teploty vzduchu pri jeho vertikálnom pohybe bez výmeny tepla s okolím (v jednej hmote, bez výmeny tepla s inými médiami).

V opísanom vertikálnom rozložení teplôt sa často pozorujú výnimky. Stáva sa, že horné vrstvy vzduchu sú teplejšie ako spodné priľahlé k zemi. Tento jav sa nazýva teplotná inverzia (zvýšenie teploty s nadmorskou výškou) . Najčastejšie je inverzia dôsledkom silného ochladenia povrchovej vrstvy vzduchu spôsobeného silným ochladením zemského povrchu za jasných, tichých nocí, hlavne v zime. S členitým reliéfom pomaly prúdia po svahoch studené vzduchové masy a stagnujú v kotlinách, zníženinách a pod. Inverzie sa môžu vytvárať aj vtedy, keď sa vzduchové hmoty pohybujú z teplých do studených oblastí, pretože keď ohriaty vzduch prúdi na studený podkladový povrch, jeho spodné vrstvy sa výrazne ochladzujú (kompresná inverzia).