Температурный режим подстилающей поверхности. Тепловой режим атмосферы и земной поверхности Тепловой режим подстилающей поверхности и атмосферы

ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ И АТМОСФЕРЫ

Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху , называют деятельной. Температура деятельной поверхности, ее величина и изменение (суточный и годовой ход) определяются тепловым балансом.

Максимальное значение почти всех составляющих теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы.

Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечаются в летнее время, минимальные - зимой. В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 13 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Облачность нарушает правильный ход температуры поверхности и вызывает смещение моментов максимумов и минимумов. Большое влияние на температуру поверхности оказывают ее влажность и растительный покров. Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять + 80°С и более. Суточные колебания достигают 40°. Их величина зависит от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, от растительного покрова, а также от экспозиции склонов.

Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июне , минимум - в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельного слоя в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30°. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.

На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных в течение суток температур запаздывают на каждые 10 см примерно на 3 часа. Если на поверхности наивысшая температура была около 13 часов, на глубине 10 см максимум температуры наступит около 16 часов, а на глубине 20 см - около 19 часов и т. д. При последовательном нагревании нижележащих слоев от вышележащих каждый слой поглощает некоторое количество тепла. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температуры. Амплитуда суточных колебаний температуры с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. Это значит, что если на поверхности амплитуда равна 16°, то на глубине 15 см - 8°, а на глубине 30 см - 4°.

На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы "затухают". Слой, в котором эти колебания практически прекращаются, называется слоем постоянной суточной температуры.

Чем больше период колебания температур, тем глубже они распространяются. В средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких широтах на глубине 25 м. В тропических широтах годовые амплитуды температуры невелики и слой постоянной годовой амплитуды расположен на глубине всего 5-10 м. Моменты наступления в течение года максимальных и минимальных температур запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр. Таким образом , если наименьшая температура на поверхности наблюдалась в январе, на глубине 2 м она наступает в начале марта. Наблюдения показывают, что температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.

Вода, обладая большей теплоемкостью и меньшей теплопроводностью, чем суша, медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. Часть солнечных лучей, падающих на водную поверхность, поглощается самым верхним слоем, а часть их проникает на значительную глубину , нагревая непосредственно некоторый ее слой.

Подвижность воды делает возможным перенос тепла. Вследствие турбулентного перемешивания передача тепла вглубь происходит в 1000 - 10 000 раз быстрее, чем путем теплопроводности. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием. Суточные колебания температуры на поверхности Океана в высоких широтах в среднем всего 0,1°, в умеренных - 0,4°, в тропических - 0,5°. Глубина проникновения этих колебаний 15- 20м. Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана от 1° в экваториальных широтах до 10,2° в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м. Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум - через 2-3 часа после восхода Солнца.

Тепловой режим нижнего слоя атмосферы.

Воздух нагревается в основном не солнечными лучами непосредственно, а за счет передачи ему тепла подстилающей поверхностью (процессы излучения и теплопроводности). Важнейшую роль в переносе тепла от поверхности в вышележащие слои тропосферы играют турбулентный теплообмен и передача скрытой теплоты парообразования. Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагреванием неравномерно нагретой подстилающей поверхности, называют термической турбулентностью или термической конвекцией.

Если вместо мелких хаотических движущихся вихрей начинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощные нисходящие движения воздуха, конвекция называется упорядоченной. Нагревающийся у поверхности воздух устремляется вверх, перенося тепло. Термическая конвекция может развиваться только до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается (неустойчивое состояние атмосферы). Если температура поднимающегося воздуха окажется равной температуре окружающей его среды, поднятие прекратится (безразличное состояние атмосферы); если же воздух станет холоднее окружающей среды, он начнет опускаться (устойчивое состояние атмосферы).

При турбулентном движении воздуха все новые и новые его частицы, соприкасаясь с поверхностью , получают тепло, а поднимаясь и перемешиваясь, отдают его другим частицам. Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности посредством турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения, в 400 раз и в результате передачи путем молекулярной теплопроводности - почти в 500 000 раз. Тепло переносится от поверхности в атмосферу вместе с испарившейся с нее влагой, а затем выделяется в процессе конденсации. Каждый грамм водяного пара содержит 600 кал скрытой теплоты парообразования.

В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса, т. е. без обмена теплом с окружающей средой, за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию. Так как внутренняя энергия пропорциональна абсолютной температуре газа, происходит изменение температуры. Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается , затраченная на расширение энергия освобождается, и температура воздуха растет.

Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1° на каждые 100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается менее чем на 1°, так как в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла, частично компенсирующего тепло, затраченное на расширение.

Величина охлаждения насыщенного воздуха при подъеме его на 100 м зависит от температуры воздуха и от атмосферного давления и изменяется в значительных пределах. Ненасыщенный воздух, опускаясь нагревается на 1° на 100 м, насыщенный на меньшую величину, так как в нем происходит испарение, на которое затрачивается тепло. Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу в процессе выпадения осадков и становится ненасыщенным. При опускании такой воздух нагревается на 1° на 100 м.

В результате понижение температуры при подъеме оказывается меньше, чем ее повышение при опускании, и поднявшийся, а затем опустившийся воздух на одном и том же уровне при одном и том же давлении, будет иметь разную температуру - конечная температура будет выше начальной. Такой процесс называется псевдоадиабатическим.

Так как воздух нагревается главным образом от деятельной поверхности, температура с высотой в нижнем слое атмосферы, как правило, понижается. Вертикальный градиент для тропосферы в среднем составляет 0,6° на 100 м. Он считается положительным, если температура с высотой убывает, и отрицательным, если она повышается. В нижнем, приземном слое воздуха (1,5-2 м) вертикальные градиенты могут быть очень большими.

Возрастание температуры с высотой называется инверсией , а слой воздуха, в котором температура с высотой возрастает,- слоем инверсии. В атмосфере почти всегда можно наблюдать слои инверсии. У земной поверхности при сильном ее охлаждении в результате излучения возникает радиационная инверсия (инверсия излучения) . Она появляется в ясные летние ночи и может охватить слой в несколько сотен метров. Зимой в ясную погоду инверсия сохраняется несколько суток и даже недель. Зимние инверсии могут охватывать слой до 1,5 км.

Усилению инверсии способствуют условия рельефа: холодный воздух стекает в понижение и там застаивается. Такие инверсии называются орографическими. Мощные инверсии, называемые адвентивными, образуются в тех случаях, когда сравнительно теплый воздух приходит на холодную поверхность, охлаждающую нижние его слои. Адвективные инверсии дней выражены слабо , ночью они усиливаются радиационным выхолаживанием. Весной образованию таких инверсий способствует еще не стаявший снежный покров.

С явлением инверсии температуры в приземном слое воздуха связаны заморозки. Заморозки - понижение температуры воздуха ночью до 0° и ниже в то время, когда средние суточные температуры выше 0° (осень, весна). Может быть и так, что заморозки наблюдаются только на почве при температуре воздуха над ней выше нуля.

Тепловое состояние атмосферы оказывает влияние на распространение в ней света. В тех случаях, когда температура с высотой резко изменяется (повышается или понижается), возникают миражи.

Мираж - мнимое изображение предмета, появляющееся над ним (верхний мираж) или под ним (нижний мираж). Реже бывают боковые миражи (изображение появляется сбоку). Причина миражей - искривление траектории световых лучей, идущих от предмета к глазу наблюдателя, в результате их преломления на границе слоев с разной плотностью.

Суточный и годовой ход температуры в нижнем слое тропосферы до высоты 2 км в общем отражает ход температуры поверхности. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума запаздывают. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом - до 2 км.

Амплитуда суточных колебаний температуры с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая суточная амплитуда - в субтропических широтах, наименьшая - в полярных. В умеренных широтах суточные амплитуды различны в разные времена года. В высоких широтах наибольшая суточная амплитуда весной и осенью, в умеренных - летом.

Годовой ход температуры воздуха зависит прежде всего от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается.

Выделяют четыре типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.

Экваториальный тип характеризуется двумя максимумами (после моментов равноденствия) и двумя минимумами (после моментов солнцестояния). Амплитуда над Океаном около 1°, над сушей - до 10°. Температура весь год положительная.

Тропический тип - один максимум (после летнего солнцестояния) и одни минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над Океаном - около 5°, на суше - до 20°. Температура весь год положительная.

Умеренный тип - один максимум (в северном полушарии над сушей в июле, над Океаном в августе) и один минимум (в северном полушарии над сушей в январе, над Океаном в феврале). Отчетливо выделяются четыре сезона: теплый, холодный и два переходных. Годовая амплитуда температуры увеличивается с увеличением широты, а также по мере удаления от Океана: на побережье 10°, вдали от Океана - до 60° и более (в Якутске - -62,5°). Температура в холодный сезон отрицательна.

Полярный тип - зима очень продолжительная и холодная , лето короткое, прохладное. Годовые амплитуды 25° и больше (над сушей до 65°). Температура большую часть года отрицательная. Общая картина годового хода температуры воздуха осложняется влиянием факторов, среди которых особенно большое значение принадлежит подстилающей поверхности. Над водной поверхностью годовой ход температуры сглаживается, над сушей, наоборот, выражен резче. Сильно снижает годовые температуры снежный и ледяной покров. Влияют также высота места над уровнем Океана, рельеф, удаленность от Океана, облачность. Плавный ход годовой температуры воздуха нарушается возмущениями, вызываемыми вторжением холодного или, наоборот, теплого воздуха. Примером могут быть весенние возвраты холодов (волны холода), осенние возвраты тепла, зимние оттепели в умеренных широтах.

Распределение температуры воздуха у подстилающей поверхности.

Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера и гидросфера неподвижны, распределение тепла по поверхности Земли определялось бы только поступлением солнечной радиации и температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам, оставаясь одинаковой на каждой параллели (солярные температуры). Действительно среднегодовые температуры воздуха определяются тепловым балансом и зависят от характера подстилающей поверхности и непрерывного межширотного теплообмена , осуществляемого посредством перемещения воздуха и вод Океана, а поэтому существенно отличаются от солярных.

Действительные средние годовые температуры воздуха у земной поверхности в низких широтах ниже, а в высоких, наоборот, выше солярных. В южном полушарии действительные средние годовые температуры на всех широтах ниже, чем в северном. Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе +8° С, в июле +22° С; в южном - в июле +10° С, в январе +17° С. Годовые амплитуды колебаний температуры воздуха, составляющие для северного полушария 14°, а для южного только 7°, свидетельствуют о меньшей континентальности южного полушария. Средняя за год температура воздуха у земной поверхности в целом +14° С.

Если отметить на различных меридианах наивысшие средние годовые или месячные температуры и соединить их, получим линию теплового максимума, называемую также часто термическим экватором. Правильнее, вероятно, считать термическим экватором параллель (широтный круг) с наивысшими нормальными средними температурами года или какого-либо месяца. Термический экватор не совпадает с географическим и "сдвинут" к северу. В течение года он перемещается от 20° с. ш. (в июле) до 0° (в январе). Причин смещения термического экватора к северу несколько: преобладание суши в тропических широтах северного полушария, антарктический полюс холода, и, возможно, имеет значение продолжительность лета (лето южного полушария короче).

Тепловые пояса.

За границы тепловых (температурных) поясов принимают изотермы. Тепловых поясов семь:

жаркий пояс , расположенный между годовой изотермой +20° северного и южного полушарий;два умеренных пояса , ограниченные со стороны экватора годовой изотермой +20°, со стороны полюсов изотермой +10° самого теплого месяца;

Два холодных пояса , находящиеся между изотермой + 10° и и самого теплого месяца;

Два пояса мороза , расположенные около полюсов и ограниченные изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии это Гренландия и пространство около северного полюса, в южном - область внутри параллели 60° ю. ш.

Температурные пояса - основа климатических поясов. В пределах каждого пояса наблюдаются большие разнообразия температур в зависимости от подстилающей поверхности. На суше очень велико влияние рельефа на температуру. Изменение температуры с высотой на каждые 100 м неодинаково в различных температурных поясах. Вертикальный градиент в нижнем километровом слое тропосферы изменяется от 0° над ледяной поверхностью Антарктиды до 0,8° летом над тропическими пустынями. Поэтому способ приведения температур к уровню моря с помощью среднего градиента (6°/100 м) может иногда привести к грубым ошибкам. Изменение температуры с высотой - причина вертикальной климатической поясности.

Тепловой режим атмосферы

Локальная температура

Общее изменение температуры в зафиксированной
географической точке, зависящее и от индивидуальных
изменений состояния воздуха, и от адвекции, называют
локальным (местным) изменением.
Любую метеорологическую станцию, не меняющую
своего положения на земной поверхности, можно
рассматривать как такую точку.
Метеорологические приборы - термометры и
термографы, неподвижно помещенные в том или ином
месте, регистрируют именно локальные изменения
температуры воздуха.
Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру и,
следовательно, остающемся в одной и той же массе
воздуха, показывает индивидуальное изменение
температуры в этой массе.

Тепловой режим атмосферы

Распределение температуры воздуха в
пространстве и ее изменение во времени
Тепловое состояние атмосферы
определяется:
1. Теплообменом с окружающей средой
(с подстилающей поверхностью, соседними
воздушными массами и космическим пространством).
2. Адиабатическими процессами
(связанными с изменением давления воздуха,
особенно при вертикальном движении)
3. Процессы адвекции
(перенос теплого или холодного воздуха,влияющий на температуру в
данной точке)

Теплообмен

Пути теплообмена
1) Радиационный
при поглощении
воздухом радиации Солнца и земной
поверхности.
2) Теплопроводность.
3)Испарение или конденсация.
4) Образование или плавление льда и снега.

Радиационный путь теплообмена

1. Непосредственное поглощение
солнечной радиации в тропосфере мало;
оно может вызвать повышение
температуры воздуха всего на величину
порядка 0,5° в день.
2. Несколько большее значение имеет
потеря тепла из воздуха путем
длинноволнового излучения.

B = S + D + Ea – Rк – Rд – Eз, кВт/м2
где
S –прямая солнечная радиация на
горизонтальную поверхность;
D – рассеянная солнечная радиация на
горизонтальную поверхность;
Ea – встречное излучение атмосферы;
Rк и Rд - отраженная от подстилающей поверхности
коротко- и длинноволновая радиация;
Eз – длинноволновое излучение подстилающей
поверхности.

Радиационный баланс подстилающей поверхности

B = S + D + Ea– Rк – Rд – Eз, кВт/м2
Принимая во внимание:
Q = S + D Это суммарная радиация;
Rд – очень маленькая величина и ее обычно не
учитывают;
Rк =Q *Aк, где А –альбедо поверхности;
Еэф = Ез – Ea
Получим:
B = Q(1 –Aк) - Еэф

Тепловой баланс подстилающей поверхности

Б = Lт-ж * Мп + Lж-г * Мк + Qа+ Qп-п
где Lт-ж и Lж-г - удельная теплота плавления
и парообразования (конденсации), соответственно;
Мп и Мк -массы воды, участвующие в
соответствующих фазовых переходах;
Qа и Qп-п – поток тепла в атмосферу и через
подстилающую поверхность к нижележащим слоям
почвы или воды.

поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей

Подстилающая поверхность – это
поверхность земли (почва, вода, снег и
т. д.), взаимодейвующая с атмосферой
в процессе тепло‐ и влагообмена.
Деятельный слой – это слой почвы (включая
растительность и снежный покров) или воды,
участвующий в теплообмене с окружающей средой,
на глубину которого распространяются суточные и
годовые колебания температуры.

10. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
В почве солнечная радиация, проникая
на глубину в десятые доли мм,
преобразуется в тепло, которое
передается в нижележащие слои путем
молекулярной теплопроводности.
В воде солнечная радиация проникает на
глубины до десятков метров, а перенос
тепла в нижележащие слои происходит в
результате турбулентного
перемешивания, термической
конвекции и испарения

11. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Суточные колебания температуры
распространяются:
в воде – до десятков метров,
в почве – менее метра
Годовые колебания температуры
распространяются:
в воде– до сотен метров,
в почве – на10- 20 метров

12. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает
до значительной глубины и нагревает большую толщу воды.
Температура верхнего слоя и самой поверхности воды
повышается при этом мало.
В почве приходящее тепло распределяется в тонком верхнем
слое, который, таким образом, сильно нагревается.
Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но
взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев.
Поэтому температура на поверхности воды понижается
медленно.
На поверхности же почвы температура при отдаче тепла падает
быстро:
тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит
без восполнения снизу.

13. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на
поверхности воды; ночью и зимой ниже.
Суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше,
притом значительно больше, чем на поверхности воды.
Водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое
воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный
сезон.
Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла,
которое получает днем, и мало накапливает его к зиме.
В средних широтах за теплую половину года в почве накапливается 1,5-3
ккал тепла на каждый квадратный сантиметр поверхности.
В холодное время почва отдает это тепло атмосфере. Величина ±1,5-3
ккал/см2 в год составляет годовой теплооборот почвы.
Под влиянием снежного покрова и растительного летом годовой
теплооборот почвы уменьшается; например, под Ленинградом на 30%.
В тропиках годовой теплооборот меньше, чем в умеренных широтах, так как
там меньше годовые различия в притоке солнечной радиации.

14. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Годовой теплооборот больших водоемов примерно в 20
раз больше по сравнению с годовым теплооборотом
почвы.
Балтийское море отдает воздуху в холодное время 52
ккал/см2 и столько же накапливает в теплое время года.
Годовой теплооборот Черного моря ±48 ккал/см2,
В результате указанных различий температура воздуха над
морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

15. Температурный режим подстилающей поверхности и деятельного слоя

Температурный режим подстилающей
поверхности и деятельного слоя
Суша быстро нагревается и быстро
остывает.
Вода медленно нагревается и медленно
остывает
(удельная теплоемкость воды в
3- 4 раза больше почвы)
Растительность уменьшает амплитуду
суточных колебаний температуры
поверхности почвы.
Снежный покров предохраняет почву от
интенсивной потери тепла (зимой почва
меньше промерзает)

16.

Основную роль в создании
температурного режима тропосферы
играет теплообмен
воздуха с земной поверхностью
путем теплопроводности

17. Процессы, влияющие на теплообмен атмосферы

Процессы, влияющие на теплообмен
атмосферы
1).Турбулентность
(перемешивание
воздуха при беспорядочном,
хаотическом движении).
2).Термическая
конвекция
(перенос воздуха в вертикальном
направлении, возникающий при
нагреве нижележащего слоя)

18. Изменения температуры воздуха

Изменения температуры воздуха
1).
Периодичные
2). Непериодичные
Непериодичные изменения
температуры воздуха
Связаны с адвекцией воздушных масс
из других районов Земли
Такие изменения часты и значительны в
умеренных широтах,
связаны они с циклонической
деятельностью, в небольших
масштабах – с местными ветрами.

19. Периодичные изменения температуры воздуха

Суточные и годовые изменения температуры носят
периодический характер.
Суточные изменения
Температура воздуха меняется в
суточном ходе вслед за температурой
земной поверхности, от которой
происходит нагрев воздуха

20. Суточный ход температуры

Суточный ход температуры
Многолетние кривые суточного хода
температуры это плавные кривые,
похожие на синусоиды.
В климатологии рассматривается
суточный ход температуры воздуха,
осредненный за многолетний период.

21. на поверхности почвы (1) и в воздухе на высоте 2м (2). Москва (МГУ)

Средний суточный ход температуры на поверхности
почвы (1) и
в воздухе на высоте 2м (2). Москва (МГУ)

22. Средний суточный ход температуры

Средний суточный ход температуры
Температура на поверхности почвы имеет суточный ход.
Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после
восхода солнца.
К этому времени радиационный баланс поверхности почвы
становится равным нулю - отдача тепла из верхнею слоя
почвы эффективным излучением уравновешивается
возросшим притоком суммарной радиации.
Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен.

23. Средний суточный ход температуры

Средний суточный ход температуры
Температура на поверхности почвы растет до 13- 14 часов,
когда достигает максимума в суточном ходе.
После этого начинается падение температуры.
Радиационный баланс в послеполуденные часы, правда,
остается положительным; однако
отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в
атмосферу происходит не только путем эффективного
излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а
также при увеличившемся испарении воды.
Продолжается и передача тепла в глубь почвы.
Поэтому температура на поверхности почвы и падает
с 13-14 часов до утреннего минимума.

24.

25. Температура поверхности почвы

Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше,
чем в воздухе на высоте метеорологической будки. Это понятно:
днем солнечная радиация прежде всего нагревает почву, а уже
от нее нагревается воздух.
В Московской области летом на поверхности обнаженной почвы
наблюдаются температуры до +55°, а в пустынях - даже до +80°.
Ночные минимумы температуры, наоборот, бывают на
поверхности почвы ниже, чем в воздухе,
так как, прежде всего, почва выхолаживается эффективным
излучением, а уже от нее охлаждается воздух.
Зимой в Московской области ночные температуры на поверхности (в это время
покрытой снегом) могут падать ниже -50°, летом (кроме июля) - до нуля. На
снежной поверхности во внутренних районах Антарктиды даже средняя
месячная температура в июне около -70°, а в отдельных случаях она может
падать до -90°.

26. Суточная амплитуда температуры

Суточная амплитуда температуры
Это – разность между максимальной
и минимальной температурой за сутки.
Суточная амплитуда температуры
воздуха меняется:
по сезонам года,
по широте,
в зависимости от характера
подстилающей поверхности,
в зависимости от рельефа местности.

27. Изменения суточной амплитуды температуры (Асут)

Изменения

1. Зимой Асут меньше чем летом
2. С увеличением широты А сут. убывает:
на широте 20 - 30°
на суше А сут.=12° С
на широте 60° А сут. = 6° С
3. Открытые пространства
характеризуются большей А сут. :
для степей и пустынь средняя
Асут =15- 20°С (до 30° С),

28. Изменения суточной амплитуды температуры (Асут)

Изменения
суточной амплитуды температуры (Асут)
4. Близость водных бассейнов
уменьшает А сут.
5.На выпуклых формах рельефа
(вершины и склоны гор) А сут. меньше,
чем на равнине
6 . В вогнутых формах рельефа
(котловины, долины, овраги и др. А сут. больше.

29. Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы

Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью.
Ночное излучение происходит при этом преимущественно с
поверхности самой растительности, которая и будет наиболее
охлаждаться.
Почва же под растительным покровом сохраняет более высокую
температуру.
Однако днем растительность препятствует радиационному
нагреванию почвы.
Суточная амплитуда температуры под растительным покровом,
таким образом, уменьшена, а средняя суточная температура
понижена.
Итак, растительный покров в общем охлаждает почву.
В Ленинградской области поверхность почвы под полевыми
культурами может оказаться в дневные часы на 15° холоднее, чем
почва под паром. В среднем же за сутки она холоднее
обнаженной почвы на 6°, и даже на глубине 5-10 см остается
разница в 3-4°.

30. Влияние почвенного покрова на температуру поверхности почвы

Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла.
Излучение идет с поверхности самого снежного покрова, а почва под ним
остается более теплой, чем обнаженная почва. При этом суточная амплитуда
температуры на поверхности почвы под снегом резко уменьшается.
В средней полосе Европейской территории России при снежном покрове высотой
40-50 см температура поверхности почвы под ним на 6-7° выше, чем
температура обнаженной почвы, и на 10° выше, чем температура на
поверхности самого снежного покрова.
Зимнее промерзание почвы под снегом достигает глубин порядка 40 см, а без
снега может распространяться до глубин более 100 см.
Итак, растительный покров летом снижает температуру на поверхности почвы, а
снежный покров зимой, напротив, ее повышает.
Совместное действие растительного покрова летом и снежного зимой уменьшает
годовую амплитуду температуры на поверхности почвы; это уменьшение -
порядка 10° в сравнении с обнаженной почвой.

31. Распространение тепла в глубь почвы

Чем больше плотность и влажность почвы, тем
лучше она проводит тепло, тем быстрее
распространяются в глубину и тем глубже
проникают колебания температуры.
Независимо от типа почвы, период колебаний
температуры не изменяется с глубиной.
Это значит, что не только на поверхности, но и на
глубинах остается суточный ход с периодом в 24
часа между каждыми двумя последовательными
максимумами или минимумами
и годовой ход с периодом в 12 месяцев.

32. Распространение тепла в глубь почвы

Аамплитуды колебаний с глубиной уменьшаются.
Возрастание глубины в арифметической прогрессии
приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии
геометрической.
Так, если на поверхности суточная амплитуда равна 30°, а
на глубине 20 см 5°, то на глубине 40 см она будет уже
менее 1° .
На некоторой сравнительно небольшой глубине суточная
амплитуда убывает настолько, что становится
практически равной нулю.
На этой глубине (около 70-100 см, в разных случаях
разной) начинается слой постоянной суточной
температуры.

33. Суточный ход температуры в почве на разных глубинах от 1 до 80 см. Павловск, май.

34. Годовые колебания температуры

Амплитуда годовых колебаний температуры уменьшается с
глубиной.
Однако годовые колебания распространяются до большей
глубины, что вполне понятно: для их распространения
имеется больше времени.
Амплитуды годовых колебаний убывают практически до
нуля на глубине около 30 м в полярных широтах,
около 15-20 м в средних широтах,
около 10 м в тропиках
(где и на поверхности почвы годовые амплитуды меньше,
чем в средних широтах).
На этих глубинах начинается, слой постоянной годовой
температуры.

35.

Сроки наступления максимальных и минимальных температур
как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной
пропорционально ей.
Это понятно, так как требуется время для распространения тепла в
глубину.
Суточные экстремумы на каждые 10 см глубины запаздывают на
2,5-3,5 часа.
Это значит, что на глубине, например, 50 см суточный максимум
наблюдается уже после полуночи.
Годовые максимумы и минимумы запаздывают на 20-30 дней на
каждый метр глубины.
Так, в Калининграде на глубине 5 м минимум температуры
наблюдается не в январе, как на поверхности почвы, а в мае,
максимум - не в июле, а в октябре

36. Годовой ход температуры в почве на разных глубинах от 3 до 753 см в Калининграде.

37. Распределение температуры в почве по вертикали в разные сезоны

Летом температура от поверхности почвы в глубину падает.
Зимой растет.
Весной она сначала растет, а потом убывает.
Осенью сначала убывает, а затем растет.
Изменения температуры в почве с глубиной в течение суток или года можно представить с
помощью графика изоплет.
По оси абсцисс откладывается время в часах или в месяцах года,
По оси ординат - глубина в почве.
Каждой точке на графике соответствуют определенное время и определенная глубина. На
график наносят средние значения температуры на разных глубинах в разные часы или
месяцы.
Проведя затем изолинии, соединяющие точки с равными температурами,
например через каждый градус или через каждые 2 градуса, получим семейство
термоизоплет.
По такому графику можно определить значение температуры для любого момента суток
или дня года и для любой глубины в пределах графика.

38. Изоплеты годового хода темпера­туры в почве в Тбилиси

Изоплеты годового хода температуры в почве в
Тбилиси

39. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов и в верхних слоях воды

Нагревание, и охлаждение распространяется в водоемах на более
толстый слой, чем в почве, и вдобавок обладающий большей
теплоемкостью, чем почва.
Вследствие этого изменения температуры на поверхности воды
очень малы.
Амплитуда их - порядка десятых долей градуса: около 0,1-
0,2° в умеренных широтах,
около 0,5° в тропиках.
В южных морях СССР суточная амплитуда температуры больше:
1-2°;
на поверхности больших озер в умеренных широтах еще больше:
2-5°.
Суточные колебания температуры воды на поверхности океана
имеют максимум около 15-16 часов и минимум через 2-3 часа
после восхода солнца.

40. Суточный ход температуры на поверхности моря (сплошная кривая) и на высоте 6 м в воздухе (прерывистая кривая) в тропической

Атлантике

41. Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов и в верхних слоях воды

Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности
океана значительно больше, чем суточная.
Но она меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы.
В тропиках она порядка 2-3°, под 40° с. ш. около 10°, а под 40° ю.
ш. около 5°.
На внутренних морях и глубоководных озерах возможны
значительно большие годовые амплитуды - до 20° и более.
Как суточные, так и годовые колебания распространяются в воде
(также, конечно, с запозданием) до больших, глубин, чем в почве.
Суточные колебания обнаруживаются в море на глубинах до 15-
20 м и более, а годовые - до 150-400 м.

42. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Температура воздуха меняется в суточном ходе
вслед за температурой земной поверхности.
Поскольку воздух нагревается и охлаждается от
земной поверхности, амплитуда суточного хода
температуры в метеорологической будке меньше,
чем на поверхности почвы, в среднем примерно
на одну треть.

43. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом
температуры почвы (минут на 15 позже) утром,
после восхода солнца. В 13-14 часов температура почвы,
начинает понижаться.
В 14-15 часов она уравнивается с температурой воздуха;
с этого времени при дальнейшем падении температуры
почвы начинает падать и температура воздуха.
Таким образом, минимум в суточном ходе температуры
воздуха у земной поверхности приходится на время
вскоре после восхода солнца,
а максимум - на 14-15 часов.

44. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно
проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды.
Еще более закономерным представляется он в среднем из большого
числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода
температуры- плавные кривые, похожие на синусоиды.
Но в отдельные дни суточный ход температуры воздуха может
быть очень неправильным.
Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные
условия на земной поверхности, а также от адвекции, т. е. от
притока воздушных масс с другой температурой.
В результате этих причин минимум температуры может сместиться
даже на дневные часы, а максимум - на ночь.
Суточный ход температуры может вообще исчезнуть или кривая
суточного изменения примет сложную и неправильную форму.

45. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

Регулярный суточный ход перекрывается или маскируется
непериодическими изменениями температуры.
Например, в Хельсинки в январе имеется 24%
вероятности, что суточный максимум температуры
придется на время между полуночью и часом ночи, и
только 13% вероятности, что он придется на
промежуток времени от 12 до 14 часов.
Даже в тропиках, где непериодические изменения температуры слабее, чем в умеренных широтах, максимум
температуры приходится на послеполуденные часы
только в 50% всех случаев.

46. Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности

В климатологии обычно рассматривается суточный ход
температуры воздуха, осредненный за многолетний период.
В таком осредненном суточном ходе непериодические изменения
температуры, приходящиеся более или менее равномерно на
все часы суток, взаимно погашаются.
Вследствие этого многолетняя кривая суточного хода имеет
простой характер, близкий к синусоидальному.
Для примера рассмотрим суточный ход температуры воздуха в
Москве в январе и в июле, вычисленный по многолетним
данным.
Вычислялась многолетняя средняя температура для каждого часа
январских или июльских суток, а затем по полученным средним
часовым значениям были построены многолетние кривые
суточного хода для января и июля.

47. Суточный ход температуры воздуха в Москве в январе и в июле. Цифрами нанесены средние месячные температуры января и июля.

48. Суточные изменения амплитуды температуры воздуха

Суточная амплитуда температуры воздуха меняется по сезонам,
по широте, а также в зависимости от характера почвы и
рельефа местности.
Зимой она меньше, чем летом, так же как и амплитуда
температуры подстилающей поверхности.
С увеличением широты суточная амплитуда температуры
воздуха убывает, так как убывает полуденная высота солнца
над горизонтом.
Под широтами 20-30° на суше средняя за год суточная
амплитуда температуры около 12°,
под широтой 60° около 6°,
под широтой 70° только 3°.
В самых высоких широтах, где солнце не восходит или не
заходит много дней подряд, регулярного суточного хода
температуры нет вовсе.

49. Влияние характера почвы и почвенного покрова

Чем больше суточная амплитуда температуры самой
поверхности почвы, тем больше и суточная амплитуда
температуры воздуха над нею.
В степях и пустынях средняя суточная амплитуда
достигает 15-20°, иногда 30°.
Над обильным растительным покровом она меньше.
На суточной амплитуде сказывается и близость водных
бассейнов: в приморских местностях она понижена.

50. Влияние рельефа

На выпуклых формах рельефа местности (на вершинах и на
склонах гор и холмов) суточная амплитуда температуры
воздуха уменьшена в сравнении с равнинной местностью.
В вогнутых формах рельефа (в долинах, оврагах и лощинах)
увеличена.
Причина заключается в том, что на выпуклых формах рельефа
воздух имеет уменьшенную площадь соприкосновения с
подстилающей поверхностью и быстро сносится с нее, заменяясь
новыми массами воздуха.
В вогнутых же формах рельефа воздух сильнее нагревается от
поверхности и больше застаивается в дневные часы, а ночью
сильнее охлаждается и стекает по склонам вниз. Но в узких
ущельях, где и приток радиации, и эффективное излучение
уменьшены, суточные амплитуды меньше, чем в широких
долинах

51. Влияние морей и океанов

Малые суточные амплитуды температуры на поверхности
моря имеют следствием и малые суточные амплитуды
температуры воздуха над морем.
Однако эти последние все же выше, чем суточные
амплитуды на самой поверхности моря.
Суточные амплитуды на поверхности открытого океана
измеряются лишь десятыми долями градуса;
но в нижнем слое воздуха над океаном они доходят до 1 -
1,5°),
а над внутренними морями и больше.
Амплитуды температуры в воздухе повышены потому, что на
них сказывается влияние адвекции воздушных масс.
Также играет роль и непосредственное поглощение
солнечной радиации нижними слоями воздуха днем и
излучение из них ночью.

52. Изменение суточной амплитуды температуры с высотой

Суточные колебания температуры в атмосфере распространяются на
более мощный слой, чем суточные колебания в океане.
На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры
около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения
температуры наступают на 1,5-2 часа позже.
На высоте 1 км суточная амплитуда температуры над сушей 1-2°,
на высоте 2-5 км 0,5-1°, а дневной максимум смещается на
вечер.
Над морем суточная амплитуда температуры несколько растет с
высотой в нижних километрах, но все же остается малой.
Небольшие суточные колебания температуры обнаруживаются даже
в верхней тропосфере и в нижней стратосфере.
Но там они определяются уже процессами поглощения и излучения
радиации воздухом, а не влияниями земной поверхности.

53. Влияние рельефа местности

В горах, где влияние подстилающей поверхности больше, чем на
соответствующих высотах в свободной атмосфере, суточная
амплитуда убывает с высотой медленнее.
На отдельных горных вершинах, на высотах 3000 м и больше,
суточная амплитуда еще может равняться 3-4°.
На высоких обширных плато суточная амплитуда температуры
воздуха того же порядка, что и в низинах: поглощенная радиация
и эффективное излучение здесь велики, так же как и поверхность
соприкосновения воздуха с почвой.
Суточная амплитуда температуры воздуха на станции Мургаб на
Памире в среднем годовом 15,5°, тогда как в Ташкенте 12°.

54.

55. Излучение земной поверхности

Верхние слои почвы и воды, снежный
покров и растительность сами излучают
длинноволновую радиацию; эту земную
радиацию чаще называют собственным
излучением земной поверхности.

56. Излучение земной поверхности

Абсолютные температуры земной поверхности
заключаются между 180 и 350°.
При таких температурах испускаемая радиация
практически заключается в пределах
4-120 мк,
а максимум ее энергии приходится на длины волн
10-15 мк.
Следовательно, вся эта радиация
инфракрасная, не воспринимаемая глазом.

57.

58. Атмосферная радиация

Атмосфера нагревается, поглощая как солнечную радиацию
(хотя в сравнительно небольшой доле, около 15% всего ее
количества, приходящего к Земле), так и собственное
излучение земной поверхности.
Кроме того, она получает тепло от земной поверхности
путем теплопроводности, а также при испарении и
последующей конденсации водяного пара.
Будучи нагретой, атмосфера излучает сама.
Так же как и земная поверхность, она излучает невидимую
инфракрасную радиацию примерно в том же диапазоне
длин волн.

59. Встречное излучение

Большая часть (70%) атмосферной радиации приходит к
земной поверхности, остальная часть уходит в мировое
пространство.
Атмосферную радиацию, приходящую к земной поверхности, называют встречным излучением
Встречным потому, что оно направлено навстречу
собственному излучению земной поверхности.
Земная поверхность поглощает это встречное излучение
почти целиком (на 90-99%). Таким образом, оно является
для земной поверхности важным источником тепла в
дополнение к поглощенной солнечной радиации.

60. Встречное излучение

Встречное излучение возрастает с увеличением облачности,
поскольку облака сами сильно излучают.
Для равнинных станций умеренных широт средняя
интенсивность встречного излучения (на каждый
квадратный сантиметр площади горизонтальной земной
поверхности в одну минуту)
порядка 0,3-0,4 кал,
на горных станциях - порядка 0,1-0,2 кал.
Это уменьшение встречного излучения с высотой
объясняется уменьшением содержания водяного пара.
Наибольшее встречное излучение - у экватора, где
атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром.
У экватора 0,5-0,6 кал/см2 мин в среднем,
В полярных широтах до 0,3 кал/см2 мин.

61. Встречное излучение

Основной субстанцией в атмосфере, поглощающей
земное излучение и посылающей встречное
излучение, является водяной пар.
Он поглощает инфракрасную радиацию в большой
области спектра - от 4,5 до 80 мк, за исключением
интервала между 8,5 и 11 мк.
При среднем содержании водяного пара в атмосфере
радиация с длинами волн от 5,5 до 7,0 мк и более
поглощается почти полностью.
Только в интервале 8,5-11 мк земное излучение
проходит сквозь атмосферу в мировое пространство.

62.

63.

64. Эффективное излучение

Встречное излучение всегда несколько меньше земного.
Ночью, когда солнечной радиации нет, к земной поверхности приходит
только встречное излучение.
Земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между
собственным и встречным излучением.
Разность между собственным излучением земной
поверхности и встречным излучением атмосферы
называют эффективным излучением

65. Эффективное излучение

Эффективное излучение представляет собой
чистую потерю лучистой энергии, а
следовательно, и тепла с земной поверхности
ночью

66. Эффективное излучение

С возрастанием облачности, увеличивающей
встречное излучение, эффективное излучение
убывает.
В облачную погоду эффективное излучение
гораздо меньше, чем в ясную;
В облачную погоду меньше и ночное
охлаждение земной поверхности.

67. Эффективное излучение

Эффективное излучение, конечно,
существует и в дневные часы.
Но днем оно перекрывается или частично
компенсируется поглощенной солнечной
радиацией. Поэтому земная поверхность
днем теплее, чем ночью, вследствие чего,
между прочим, и эффективное излучение
днем больше.

68. Эффективное излучение

Поглощая земное излучение и посылая встречное
излучение к земной поверхности, атмосфера тем
самым уменьшает охлаждение последней в
ночное время суток.
Днем же она мало препятствует нагреванию земной
поверхности солнечной радиацией.
Это влияние атмосферы на тепловой режим земной
поверхности носит название тепличного эффекта
вследствие внешней аналогии с действием стекол
теплицы.

69. Эффективное излучение

В общем земная поверхность в средних
широтах теряет эффективным
излучением примерно половину того
количества тепла, которое она получает
от поглощенной радиации.

70. Радиационный баланс земной поверхности

Разность между поглощенной радиацией и Радиационный баланс земной поверхностиПри наличии снежного покрова радиационный баланс
переходит к положительным значениям только при высоте
солнца около 20-25°, так как при большом альбедо снега
поглощение им суммарной радиации мало.
Днем радиационный баланс растет с увеличением высоты
солнца и убывает с ее уменьшением.
В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует,
отрицательный радиационный баланс равен
эффективному излучению
и потому меняется в течение ночи мало, если только
условия облачности остаются одинаковыми.

76. Радиационный баланс земной поверхности

Средние полуденные значения
радиационного баланса в Москве:
летом при ясном небе – 0,51 кВт/м2,
зимой при ясном небе – 0,03 кВт/м2
летом при средних условиях
облачности – 0,3 кВт/м2,
зимой при средних условиях
облачности – около 0 кВт/м2.

77.

78.

79. Радиационный баланс земной поверхности

Радиационный баланс определяется балансомером.
В нем одна зачерненная приемная пластинка
направлена вверх, к небу,
а другая - вниз, к земной поверхности.
Разница в нагревании пластинок позволяет
определить величину радиационного баланса.
Ночью она равна величине эффективного
излучения.

80. Излучение в мировое пространство

Излучение земной поверхности в большей части
поглощается в атмосфере.
Лишь в интервале длин волн 8,5-11 мк проходит сквозь
атмосферу в мировое пространство.
Это уходящее вовне количество составляет всего 10%, от
притока солнечной радиации на границу атмосферы.
Но, кроме того, сама атмосфера излучает в мировое
пространство около 55% энергии от поступающей
солнечной радиации,
т. е. в несколько раз больше, чем земная поверхность.

81. Излучение в мировое пространство

Излучение нижних слоев атмосферы поглощается в
вышележащих ее слоях.
Но, по мере удаления от земной поверхности, содержание
водяного пара, основного поглотителя радиации,
уменьшается, и нужен все более толстый слой воздуха,
чтобы поглотить излучение, поступающее от
нижележащих слоев.
Начиная с некоторой высоты водяного пара вообще
недостаточно для того, чтобы поглотить все излучение,
идущее снизу, и из этих верхних слоев часть
атмосферного излучения будет уходить в мировое
пространство.
Подсчеты показывают, что наиболее сильно излучающие в
пространство слои атмосферы лежат на высотах 6-10 км.

82. Излучение в мировое пространство

Длинноволновое излучение земной поверхности и
атмосферы, уходящее в космос, называется
уходящей радиацией.
Оно составляет около 65 единиц, если за 100 единиц принять
приток солнечной радиации в атмосферу. Вместе с
отраженной и рассеянной коротковолновой солнечной
радиацией, выходящей за пределы атмосферы в
количестве около 35 единиц (планетарное альбедо Земли),
эта уходящая радиация компенсирует приток солнечной
радиации к Земле.
Таким образом, Земля вместе с атмосферой теряет
столько же радиации, сколько и получает, т. е.
находится в состоянии лучистого (радиационного)
равновесия.

83. Радиационный баланс

Qприход = Q расход
Qприход= I*Sпроекции*(1-А)
σ
1/4
Т =
Q расход= Sземли* *Т4
T=
0
252 K

84. Физические константы

I – Солнечная постоянная - 1378 Вт/м2
R(Земли) – 6367 км.
А –среднее альбедо Земли - 0,33.
Σ –постоянная Стефана-Больцмана -5,67*10 -8
Вт/м2К4

Тепловая энергия поступает в нижние слои атмосферы главным образом от подстилающей поверхности. Тепловой режим этих слоев

тесно связан с тепловым режимом земной поверхности, поэтому его изучение является также одной из важных задач метеорологии.

Основными физическими процессами, при которых почва по­лучает или отдает тепло, являются: 1) лучистый теплообмен; 2) турбулентный теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой; 3) молекулярный теплообмен между поверхностью почвы и нижним неподвижным прилегающим слоем воздуха; 4) те­плообмен между слоями почвы; 5) фазовый теплообмен: затраты тепла на испарение воды, таяние льда и снега на поверхности и в глубине почвы или его выделение при обратных процессах.

Тепловой режим поверхности земли и водоемов определяется их теплофизическими характеристиками. Особое внимание при подготовке следует обратить на вывод и анализ уравнения тепло­проводности почвы (уравнение Фурье). Если почва однородна по вертикали, то ее температура t на глубине z в момент времени т мо­жет быть определена из уравнения Фурье

где а - температуропроводность почвы.

Следствием этого уравнения являются основные законы рас­пространения температурных колебаний в почве:

1. Закон неизменности периода колебаний с глубиной:

T(z) = const (2)

2. Закон уменьшения амплитуды колебаний с глубиной:

(3)

где и - амплитуды на глубинах а - темпера­туропроводность слоя почвы, лежащего между глубинами ;

3. Закон сдвига фазы колебаний с глубиной (закон запаздыва­ния):

(4)

где запаздывание, т.е. разность между моментами наступ­ления одинаковой фазы колебаний (например, максимума) на глубинах и Колебания температуры проникают в почву до глуби­ны z np , определяемой соотношением:

(5)

Кроме того, необходимо обратить внимание на ряд следствий из закона уменьшения амплитуды колебаний с глубиной:

а) глубины, на которых в разных почвах ( ) амплитуды температурных колебаний с одинаковым периодом ( = Т 2) умень­шаются в одинаковое число раз относятся между собой как корни квадратные из температуропроводности этих почв

б) глубины, на которых в одной и той же почве (а = const) ам­плитуды температурных колебаний с разными периодами () уменьшаются в одинаковое число раз =const , относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний

(7)

Необходимо четко усвоить физический смысл и особенности формирования теплового потока в почву.

Поверхностная плотность теплового потока в почве определя­ется по формуле:

где λ - коэффициент теплопроводности почвы вертикаль­ный градиент температуры.

Мгновенные значение Р выражаются в кВт/м с точностью до сотых, суммы Р - в МДж/м 2 (часовые и суточные - с точностью до сотых, месячные - до единиц, годовые - до десятков).

Средняя поверхностная плотность теплового потока через по­верхность почвы за интервал времени т описывается формулой

где С - объемная теплоемкость почвы; интервал; z„ p - глубина проникновения температурных колебаний; ∆t cp - разность средних температур слоя почвы до глубины z np в конце и в начале интервала т. Приведем основные примеры задач по теме «Тепловой режим почвы».

Задача 1. На какой глубине уменьшается в е раз амплитуда су­точных колебаний в почве, имеющей коэффициент температуро­проводности а = 18,84 см 2 /ч?

Решение. Из уравнения (3) следует, что амплитуда суточных ко­лебаний уменьшится в е раз на глубине, соответствующей условию

Задача 2. Найти глубину проникновения суточных колебаний температуры в гранит и в сухой песок, если экстремальные темпе­ратуры поверхности соседних участков с гранитной почвой 34,8 °С и 14,5 °С, а с сухой песчаной почвой 42,3 °С и 7,8 °С. Температуро­проводность гранита а г = 72,0 см 2 /ч, сухого песка а п = 23,0 см 2 /ч.

Решение. Амплитуда температуры на поверхности гранита и песка равна:

Глубина проникновения рассматривается по формуле (5):

В связи с большей температуропроводностью гранита мы по­лучили и большую глубину проникновения суточных колебаний температуры.

Задача 3. Предположив, что температура верхнего слоя почвы изменяется с глубиной линейно, следует вычислить поверхностную плотность теплового потока в сухом песке, если температура его поверхности составляет 23,6 "С, а температура на глубине 5 см рав­на 19,4 °С.

Решение. Температурный градиент почвы в этом случае равен:

Теплопроводность сухого песка λ= 1,0 Вт/м*К. Поток тепла в почву определяем по формуле:

Р = -λ - = 1,0 84,0 10" 3 = 0,08 кВт/м 2

Тепловой режим приземного слоя атмосферы определяется главным образом турбулентным перемешиванием, интенсивность которого зависит от динамических факторов (шероховатости зем­ной поверхности и градиентов скоростей ветра на различных уров­нях, масштаба движения) и термических факторов (неоднородности нагревания различных участков поверхности и вертикального рас­пределения температуры).

Для характеристики интенсивности турбулентного перемеши­вания используется коэффициент турбулентного обмена А и коэф­фициент турбулентности К. Они связаны соотношением

К = А/р (10)

где р - плотность воздуха.

Коэффициент турбулентности К измеряется в м 2 /с, с точностью до сотых долей. Обычно в приземном слое атмосферы используют коэффициент турбулентности К] на высоте г" = 1 м. В пределах при­земного слоя:

где z - высота (м).

Необходимо знать основные методы определения К\.

Задача 1. Вычислить поверхностную плотность вертикально­го теплового потока в приземном слое атмосферы через площадку, на уровне которой плотность воздуха равна нормальной, коэффици­ент турбулентности равен 0,40 м 2 /с, а вертикальный градиент тем­пературы 30,0 °С/100м.

Решение. Вычисляем поверхностную плотность вертикального теплового потока по формулe

L=1.3*1005*0.40*

Изучите факторы, влияющие на тепловой режим приземного слоя атмосферы, а также периодические и непериодические измене­ния температуры свободной атмосферы. Уравнения теплового балан­са земной поверхности и атмосферы описывают закон сохранения энергии, полученной деятельным слоем Земли. Рассмотрите суточ­ный и годовой ход теплового баланса и причины его изменений.

Литература

Раздел Ш, гл. 2, § 1 -8.

Вопросы для самопроверки

1. Какие факторы определяют тепловой режим почвы и водоемов?

2. Каков физический смысл теплофизических характеристик и как они влияют на температурный режим почвы, воздуха, воды?

3. От чего зависят и как зависят амплитуды суточных и годовых колебаний тем­пературы поверхности почвы?

4. Сформулируйте основные законы распределения температурных колебаний в почве?

5. Какие следствия вытекают из основных законов распределения температурных колебаний в почве?

6. Каковы средние глубины проникновения суточных и годовых колебаний тем­пературы в почве и в водоемах?

7. Каково влияние растительного и снежного покрова на тепловой режим почвы?

8. Какие особенности теплового режима водоемов, в отличие от теплового режима почвы?

9. Какие факторы влияют на интенсивность турбулентности в атмосфере?

10. Какие количественные характеристики турбулентности вы знаете?

11. Каковы основные методы определения коэффициента турбулентности, их дос­тоинства и недостатки?

12. Нарисуйте и проанализируйте суточный ход коэффициента турбулентности над поверхностью суши и водоема. В чем причины их различия?

13. Как определяется поверхностная плотность вертикального турбулентного теп­лового потока в приземном слое атмосферы?

B - рад. Баланс, Р- тепло полученное при молек. теплообмене с поверхн. Земли. Len – получ от конденсац. влага.

Тепловой баланс атмосферы:

B - рад. Баланс, Р- затраты тепла на молек. теплообмен с нижними слоями атмосферы. Gn - затраты тепла на молек. теплообмен с нижними слоями грунта Len – затраты тепла на испарение влаги.

Остальное по карте

10)Тепловой режим подстилающей поверхности:

Поверхность которая непосредственно нагревается солнечными лучами и отдаёт тепло нижележащим слоям почвы и воздуху называют деятельный поверхностью.

Температура деятельной поверхности определяется тепловым балансом.

Суточном ходе температур деятельной поверхности максимально поступает 13 часов, минимально температура около момента восхода солнца. максим. и миним. температуры в течении суток могут смещаться из-за облачности, влажности почвы и растительногопокрова.

Значения тепрературы зависит:

1. От географической широты местности
2. От времени года
3. О облачности
4. От тепловых свойств поверхности
5. От растительности
6. От экспозиции склонов

В годовом ходе температур максимально в средних и высоких шротах в северном полушарии наблюдается в июле, а минимальные в январе. В низких широтах годовые амплитуды колебания температур небольшие.

Распределение температуры в глубь зависит от теплоёмкости и её теплопроводности на передачу тепла от слоя к слою требуется время, на каждые 10 метров последовательном нагревании слоёв каждый слой поглощает часть тепла, поэтому чем глубже слой тем меньше тепла он получает, и тем меньше в нём колебание температур в среднем на глубине 1 м. суточные колебания температу преклащаются, годовые колебания в низких широтах заканчиваются на глубине 5-10 м. в средних широтах до 20 м. в высоких 25 м. Слой почвы на которм практически заканчиваются колебания температур наз. Слоем постоянных температур, слой грунта который расположен между деятельной поверхностью и слоем постоянных температурназывают деятельным слоем.

Особенностями распр. Температуры в земле занимался Фурье, он сформулировал законы распространения тепла в почвеили «законы Фурье»:

1))).Чем больше плотность и влажность почвы тем лучше она проводит тепло, тем быстрее быстрее распр в глубину и тем глубже проникает тепло. Температура не зависит от типов почв. Период колебания с глубиной не изменяется

2))). Возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды температур в прогрессии геометрической.

3)))Сроки наступления максимальных и минимальных температур как в суточном так и в годовом ходе температур затухают с глубиной пропорционально увеличению глубины.

11.Нагревание атмосферы. Адвекция.. Основным источником жизни и многих природных процессов на Земле является лучистая энергия Солнца, или энергия солнечной радиации. Каждую минуту на Землю поступает 2,4 х 10 18 кал энергии Солнца, но это лишь одна двухмиллиардная ее часть. Различают прямую радиацию (непосредственно приходящую от Солнца) и рассеянную (излучаемую частицами воздуха по всем направлениям). Их совокупность, поступающую на горизонтальную поверхность, называют суммарной радиацией. Годовая величина суммарной радиации зависит прежде всего от угла падения на земную поверхность солнечных лучей (который определяется географической широтой), от прозрачности атмосферы и продолжительности освещения. В целом суммарная радиация уменьшается от экваториально-тропических широт к полюсам. Она максимальна (около 850 Дж/см 2 в год, или 200 ккал/см 2 в год) - в тропических пустынях, где прямая солнечная радиация из-за большой высоты Солнца и безоблачного неба наиболее интенсивная.

Солнце в основном нагревает поверхность Земли, от неё нагревается воздух. Тепло передается воздуху путем лучеиспускания и теплопроводности. Нагретый от земной поверхности воздух расширяется и поднимается вверх - так образуются конвективные токи. Способность земной поверхности отражать солнечные лучи называется альбедо: снег отражает до 90 % солнечной радиации, песок - 35 %, а влажная поверхность почвы около 5 %. Та часть суммарной радиации, которая остается после затраты ее на отражение и на тепловое излучение от земной поверхности, называется радиационным балансом (остаточной радиацией). Радиационный баланс закономерно уменьшается от экватора (350 Дж/см 2 в год, или около 80 ккал/см 2 в год) к полюсам, где он близок к нулю. От экватора до субтропиков (сороковые широты) радиационный баланс в течение всего года положительный, в умеренных широтах зимой - отрицательный. Температура воздуха также убывает к полюсам, что хорошо отражают изотермы - линии, соединяющие точки с одинаковой температурой. Изотермы самого теплого месяца являются границами семи тепловых поясов. Жаркий пояс ограничивают изотермы +20 °c до +10 °c простираются два умеренных полюса, от +10 °c до 0 °c - холодные. Две приполярные области мороза оконтуриваются нулевой изотермой - здесь льды и снега практически не тают. До 80 км простирается мезосфера, в которой плотность воздуха в 200 раз меньше, чем у поверхности, а температура вновь понижается с высотой (до -90°). Далее следует состоящая из заряженных частиц ионосфера (здесь возникают полярные сияния), другое свое название - термосфера - эта оболочка получила из-за чрезвычайно высоких температур (до 1500°). Слои выше 450 км некоторые ученые называют экзосферой, отсюда частицы ускользают в космическое пространство.

Атмосфера предохраняет Землю от чрезмерного перегревания днем и охлаждения ночью, защищает все живое на Земле от ультрафиолетовой солнечной радиации, метеоритов, корпускулярных потоков и космических лучей.

Адвекция – перемещение воздуха в горизонтальном направлении и перенос вместе с ним его свойств: температуры, влажности и других. В этом смысле говорят, например, об адвекции тепла и холода. Адвекция холодных и тёплых, сухих и влажных воздушных масс играет важную роль в метеорологических процессах и тем самым влияет на состояние погоды.

Конве́кция - явление переноса теплоты в жидкостях, газах или сыпучих средах потоками самого вещества (неважно, вынужденно или самопроизвольно). Существует т. н. естественная конвекция , которая возникает в веществе самопроизвольно при его неравномерном нагревании в поле тяготения. При такой конвекции, нижние слои вещества нагреваются, становятся легче и всплывают вверх, а верхние слои, наоборот, остывают, становятся тяжелее и погружаются вниз, после чего процесс повторяется снова и снова. При некоторых условиях процесс перемешивания самоорганизуется в структуру отдельных вихрей и получается более или менее правильная решётка из конвекционных ячеек.

Различают ламинарную и турбулентную конвекцию.

Естественной конвекции обязаны многие атмосферные явления, в том числе, образование облаков. Благодаря тому же явлению движутся тектонические плиты. Конвекция ответственна за появление гранул на Солнце.

Адиабатический процесс- изменение термодинамического состояния воздуха, протекающее адиабатически (изэнтро-пически), т. е. без обмена теплом между ним и средой (земной поверхностью, космосом, другими массами воздуха).

12. Инверсии температуры в атмосфере, повышение температуры воздуха с высотой вместо обычного для тропосферы её убывания. Инверсии температуры встречаются и у земной поверхности (приземные Инверсии температуры ), и в свободной атмосфере. Приземные Инверсии температуры чаще всего образуются в безветренные ночи (зимой иногда и днём) в результате интенсивного излучения тепла земной поверхностью, что приводит к охлаждению как её самой, так и прилегающего слоя воздуха. Толщина приземных Инверсии температуры составляет десятки - сотни метров. Увеличение температуры в инверсионном слое колеблется от десятых долей градусов до 15-20 °С и более. Наиболее мощны зимние приземные Инверсии температуры в Восточной Сибири и в Антарктиде.
В тропосфере, выше приземного слоя, Инверсии температуры чаще образуются в антициклонах благодаря оседанию воздуха, сопровождающемуся его сжатием, а следовательно - нагреванием (инверсии оседания). В зонах фронтов атмосферных Инверсии температуры создаются вследствие натекания тёплого воздуха на нижерасположенный холодный. В верхних слоях атмосферы (стратосфере, мезосфере, термосфере) Инверсии температуры возникают из-за сильного поглощения солнечной радиации. Так, на высотах от 20-30 до 50-60 км расположена Инверсии температуры , связанная с поглощением ультрафиолетового излучения Солнца озоном. У основания этого слоя температура равна от - 50 до - 70°C, у его верхней границы она поднимается до - 10 - + 10 °С. Мощная Инверсии температуры , начинающаяся на высоте 80-90 км и простирающаяся на сотни км вверх, также обусловлена поглощением солнечной радиации.
Инверсии температуры являются задерживающими слоями в атмосфере; они препятствуют развитию вертикальных движений воздуха, вследствие чего под ними накапливаются водяной пар, пыль, ядра конденсации. Это благоприятствует образованию слоев дымки, тумана, облаков. Вследствие аномальной рефракции света в Инверсии температуры иногда возникают миражи . В Инверсии температуры образуются также атмосферные волноводы ,благоприятствующие дальнему распространению радиоволн .

13.Типы годового хода температуры.Г одовой ход температуры воздуха в разных географических зонах разнообразен. По величине амплитуды и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.

Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдаются два

максимума температуры - после весеннего и осеннего равноденствия, когда

солнце над экватором в полдень находится в зените, и два минимума - после

зимнего и летнего солнцестояния, когда солнце находится на наименьшей

высоте. Амплитуды годового хода здесь малы, что объясняется малым

изменением притока тепла в течение года. Над океанами амплитуды составляют

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

Тропический тип. В тропических широтах наблюдается простой годовой ход

температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего

солнцестояния. Амплитуды годового хода по мере удаления от экватора

увеличиваются зимой. Средняя амплитуда годового хода над материками

составляет 10 - 20° С, над океанами 5 - 10° С.

Тип умеренного пояса. В умеренных широтах также отмечается годовой ход

температуры с максимумом после летнего и минимумом после зимнего

солнцестояния. Над материками северного полушария максимальная

среднемесячная температура наблюдается в июле, над морями и побережьями - в

августе. Годовые амплитуды увеличиваются с широтой. Над океанами и

побережьями они в среднем составляют 10-15° С, а на широте 60° достигают

Полярный тип. Полярные районы характеризуются продолжительной холодной

зимой и сравнительно коротким прохладным летом. Годовые амплитуды над

океаном и побережьями полярных морей составляют 25-40° С, а на суше

превышают 65° С. Максимум температуры наблюдается в августе, минимум - в

Рассмотренные типы годового хода температуры воздуха выявляются из

многолетних данных и представляют собой правильные периодические колебания.

В отдельные годы под влиянием вторжений теплых и холодных масс возникают

отклонения от приведенных типов.

14. Хар-ка влажности воздуха.

Влажность воздуха, содержание в воздухе водяного пара; одна из наиболее существенных характеристик погоды и климата. В. в. имеет большое значение при некоторых технологических процессах, лечении ряда болезней, хранении произведений искусства, книг и т.д.

Характеристиками В. в. служат: 1) упругость (или парциальное давление) е водяного пара, выражаемая в н/м 2 (в мм рт. ст. или в мб ), 2) абсолютная влажность а - количество водяного пара в г/м 3 ; 3) удельная влажность q - количество водяного пара в г на кг влажного воздуха; 4) отношение смеси w , определяемое количеством водяного пара в г на кг сухого воздуха; 5) относительная влажность r - отношение упругости е водяного пара, содержащегося в воздухе, к максимальной упругости Е водяного пара, насыщающего пространство над плоской поверхностью чистой воды (упругости насыщения) при данной температуре, выраженное в %; 6) дефицит влажности d - разность между максимальной и фактической упругостью водяного пара при данной температуре и давлении; 7) точка росы τ - температура, которую примет воздух, если охладить его изобарически (при постоянном давлении) до состояния насыщения находящегося в нём водяного пара.

В. в. земной атмосферы колеблется в широких пределах. Так, у земной поверхности содержание водяного пара в воздухе составляет в среднем от 0,2% по объёму в высоких широтах до 2,5% в тропиках. Соответственно упругость пара е в полярных широтах зимой меньше 1 мб (иногда лишь сотые доли мб ) и летом ниже 5 мб ; в тропиках же она возрастает до 30 мб , а иногда и больше. В субтропических пустынях е понижена до 5-10 мб (1 мб = 10 2 ·н/м 2). Относительная влажность r очень высока в экваториальной зоне (среднегодовая до 85% и более), а также в полярных широтах и зимой внутри материков средних широт - здесь за счёт низкой температуры воздуха. Летом высокой относительной влажностью характеризуются муссонные районы (Индия - 75-80%). Низкие значения r наблюдаются в субтропических и тропических пустынях и зимой в муссонных районах (до 50% и ниже). С высотой r , а и q быстро убывают. На высоте 1,5-2 км упругость пара в среднем вдвое меньше, чем у земной поверхности. На тропосферу (нижние 10-15 км ) приходится 99% водяного пара атмосферы. В среднем над каждым м 2 земной поверхности в воздухе содержится около 28,5 кг водяного пара.

Суточный ход упругости пара над морем и в приморских областях параллелен суточному ходу температуры воздуха: влагосодержание растет днём с возрастанием испарения. Таков же суточный ход е в центральных районах материков в холодное время года. Более сложный суточный ход с двумя максимумами - утром и вечером - наблюдается в глубине материков летом. Суточный ход относительной влажности r обратен суточному ходу температуры: днём с возрастанием температуры и, следовательно, с ростом упругости насыщения Е относительная влажность убывает. Годовой ход упругости пара параллелен годовому ходу температуры воздуха; относительная влажность меняется в годовом ходе обратно температуре. В. в. измеряется гигрометрами и психрометрами .

15. Испаре́ние - физический процесс перехода вещества из жидкого состояния в газообразное (пар) с поверхности жидкости. Процесс испарения является обратным процессу конденсации (переход из парообразного состояния в жидкое).

Процесс испарения зависит от интенсивности теплового движения молекул: чем быстрее движутся молекулы, тем быстрее происходит испарение. Кроме того, немаловажными факторами, влияющими на процесс испарения, являются скорость внешней (по отношению к веществу) диффузии, а также свойства самого вещества. Проще говоря, при ветре испарение происходит гораздо быстрее. Что же касается свойств вещества, то, к примеру, спирт испаряется гораздо быстрее воды. Важным фактором является также площадь поверхности жидкости, с которой происходит испарение: из узкого графина оно будет происходить медленнее, чем из широкой тарелки.

Испаряемость - максимально возможное испарение при данных метеорологических условиях с достаточно увлажненной подстилающей поверхности, то есть в условиях неограниченного запаса влаги. Испаряемость выражается в миллиметрах слоя испарившейся воды и сильно отличается от фактического испарения, особенно в пустыне, где испарение близко к нулю, а испаряемость - 2000 мм в год и более.

16.Конденсация и сублимация. Конденсация состоит в изменении формы воды из ее газообразного состояния (водяной пар) в жидкую воду или кристаллы льда. Конденсация в основном происходит в атмосфере, когда теплый воздух поднимается, остывает и теряет способность содержать в себе водяной пар (состояние насыщения). В результате, избыточный водяной пар конденсируется в форме капельных облаков. Восходящее движение, которое образует облака, может быть вызвано конвекцией в неустойчиво стратифицированном воздухе, конвергенцией, ассоциируемой с циклонами, поднятием воздуха фронтами и поднятием над возвышенностями топографии, такими как горы.

Сублимация - образование ледяных кристаллов (иней) сразу из водяных паров без перехода их в воду или быстром их охлаждении ниже 0°С в то время, когда температура воздуха еще держится выше этого радиационного охлаждения, что случается в тихие ясные ночи в холодную часть года.

Роса́ - вид атмосферных осадков, образующихся на поверхности земли, растениях, предметах, крышах зданий, автомобилях и других предметах.

Из-за охлаждения воздуха водяной пар конденсируется на объектах вблизи земли и превращается в капли воды. Это происходит обычно ночью. В пустынных регионах роса является важным источником влаги для растительности. Достаточно сильное охлаждение нижних слоёв воздуха происходит, когда после заката солнца поверхность земли быстро охлаждается посредством теплового излучения. Благоприятными условиями для этого являются чистое небо и покрытие поверхности, легко отдающее тепло, например травяное. Особенно сильное образование росы происходит в тропических регионах, где воздух в приземном слое содержит много водяного пара и благодаря интенсивному ночному тепловому излучению земли существенно охлаждается. При отрицательных температурах образуется иней.

Температура воздуха ниже которой выпадает роса, называется точкой росы.

И́ней - вид атмосферных осадков, представляющих собой тонкий слой ледяных кристаллов, образующийся из водяного пара атмосферы. Часто сопровождается туманом.Так же, как роса, образуется вследствие охлаждения поверхности до отрицательных температур, более низких, чем температура воздуха, и десублимации водяного пара на поверхности, охладившейся ниже 0°С. По форме частички инея напоминают снежинки, но отличаются от них меньшей правильностью, так как зарождаются в менее равновесных условиях, на поверхности каких-то предметов.

Изморозь - вид атмосферных осадков.

Изморозь представляет собой отложения льда на тонких и длинных предметах (ветвях деревьев, проводах) при тумане.

Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера. Поверхность получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью . В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур. Суточный ход температур поверхности – изменение температуры поверхности в течение суток. Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца. Дневные максимумы температуры поверхности суши могут достигать 80 0 С в субтропиках и около 60 0 С в умеренных широтах.

Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры может летом достигать 40 0 С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 10 0 С.

Годовой ход температуры поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года, обусловлен ходом солнечной радиации и зависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум – в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц.

Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами; возрастает с увеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах (2-3 0), самая большая – в субарктических широтах на материках (более 60 0).

Тепловой режим атмосферы. Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Т.к. воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и конденсацией водяного пара. Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный, следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате тепловой конвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Второй процесс передачи теплоты – адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты из низких в высокие широты, в зимний сезон тепло передается от океанов к материкам. Конденсация водяного пара – важный процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы – при испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется.

С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом, в среднем он равен 0,6 0 на 100 м. Вместе с тем ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3-0,4 0 до высоты 1,5 км; 0,5-0,6 – между высотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 – от 6 до 9 км и 0,5-0,2 – от 9 до 12 км. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты, при пересчете на 100 м, исчисляются сотнями градусов. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой (в одной массе, без обмена теплом с другими средами).

В описанном распределении температуры по вертикали нередко наблюдаются исключения. Бывает, что верхние слои воздуха теплее нижних, прилегающих к земле. Явление это называется температурной инверсией (увеличение температуры с высотой). Чаще всего инверсия является следствием сильного охлаждения приземного слоя воздуха, вызванного сильным охлаждением земной поверхности в ясные тихие ночи, преимущественно зимой. При пересеченном рельефе холодные массы воздуха медленно стекают вдоль склонов и застаиваются в котловинах, впадинах и т.п. Инверсии могут образовываться и при движении воздушных масс из теплых областей в холодные, так как при натекании подогретого воздуха на холодную подстилающую поверхность его нижние слои заметно охлаждаются (инверсия сжатия).