Chế độ nhiệt của bề mặt bên dưới và khí quyển. Chế độ nhiệt của khí quyển Ảnh hưởng của tính chất của đất và lớp phủ của đất
Chế độ nhiệt của khí quyểnnhiệt độ địa phương
Tổng nhiệt độ thay đổi trong cố địnhđiểm địa lý, tùy thuộc vào từng cá nhân
những thay đổi trong trạng thái của không khí, và từ sự đối lưu, được gọi là
thay đổi cục bộ (local).
Bất kỳ trạm khí tượng nào không thay đổi
vị trí của nó trên bề mặt trái đất,
được coi là một điểm như vậy.
Dụng cụ khí tượng - nhiệt kế và
máy đo nhiệt, được đặt cố định trong một hoặc khác
địa điểm, đăng ký chính xác các thay đổi cục bộ
nhiệt độ không khí.
Một nhiệt kế trên một quả bóng bay trong gió và,
do đó vẫn ở cùng một khối lượng
không khí, cho thấy sự thay đổi của cá nhân
nhiệt độ trong khối lượng này.
Chế độ nhiệt của khí quyển
Phân bố nhiệt độ không khí trongkhông gian và sự thay đổi của nó theo thời gian
Trạng thái nhiệt của khí quyển
xác định:
1. Trao đổi nhiệt với môi trường
(với bề mặt bên dưới, liền kề
khối khí và không gian bên ngoài).
2. Quy trình đoạn nhiệt
(liên quan đến sự thay đổi áp suất không khí,
đặc biệt là khi di chuyển theo phương thẳng đứng
3. Các quy trình xét tuyển
(sự chuyển giao của không khí ấm hoặc lạnh ảnh hưởng đến nhiệt độ trong
điểm đã cho)
Trao đổi nhiệt
Đường dẫn truyền nhiệt1) Bức xạ
trong sự hấp thụ
bức xạ không khí từ mặt trời và trái đất
các bề mặt.
2) Tính dẫn nhiệt.
3) Sự bay hơi hoặc ngưng tụ.
4) Sự hình thành hoặc tan chảy của băng và tuyết.
Đường truyền nhiệt bức xạ
1. Hấp thụ trực tiếpcó rất ít bức xạ mặt trời trong tầng đối lưu;
nó có thể gây ra sự gia tăng
nhiệt độ không khí chỉ bằng
khoảng 0,5 ° mỗi ngày.
2. Phần nào quan trọng hơn là
mất nhiệt từ không khí
bức xạ sóng dài.
B = S + D + Ea - Rk - Rđ - Ez, kW / m2
ở đâu
S - bức xạ mặt trời trực tiếp trên
bề mặt nằm ngang;
D - bức xạ mặt trời phân tán trên
bề mặt nằm ngang;
Ea là bức xạ ngược của khí quyển;
Rk và Rd - phản xạ từ bề mặt bên dưới
bức xạ sóng ngắn và sóng dài;
Ez - bức xạ sóng dài của lớp bên dưới
các bề mặt.
Cân bằng bức xạ của bề mặt bên dưới
B = S + D + Ea– Rk - Rđ - Ez, kW / m2Chú ý đến:
Q = S + D Đây là tổng bức xạ;
Rd là một giá trị rất nhỏ và thường không
đưa vào tài khoản;
Rk = Q * Ak, trong đó A là albedo của bề mặt;
Eef \ u003d Ez - Ea
Chúng tôi nhận được:
B \ u003d Q (1 - Ak) - Eef
Cân bằng nhiệt của bề mặt bên dưới
B \ u003d Lt-f * Mp + Lzh-g * Mk + Qa + Qp-ptrong đó Lt-zh và Lzh-g - nhiệt dung riêng của phản ứng tổng hợp
và hóa hơi (ngưng tụ), tương ứng;
Mn và Mk là khối lượng nước tham gia vào
sự chuyển pha tương ứng;
Qa và Qp-p - thông lượng nhiệt vào khí quyển và qua
bề mặt cơ bản đến các lớp bên dưới
đất hoặc nước.
bề mặt và lớp hoạt động
Chế độ nhiệt độ bên dướiBề mặt bên dưới là
bề mặt đất (đất, nước, tuyết và
v.v.), tương tác với bầu không khí
trong quá trình trao đổi nhiệt và ẩm.
Lớp hoạt động là lớp đất (bao gồm
thảm thực vật và tuyết phủ) hoặc nước,
tham gia trao đổi nhiệt với môi trường,
đến độ sâu mà hàng ngày và
biến động nhiệt độ hàng năm.
10. Chế độ nhiệt độ của bề mặt bên dưới và lớp hoạt động
Chế độ nhiệt độ bên dướibề mặt và lớp hoạt động
Trong đất, bức xạ mặt trời, xuyên qua
đến độ sâu phần mười mm,
chuyển đổi thành nhiệt,
truyền đến các lớp bên dưới
dẫn nhiệt phân tử.
Trong nước, bức xạ mặt trời xuyên qua
độ sâu lên đến hàng chục mét và chuyển
nhiệt cho các lớp bên dưới xảy ra trong
sóng gió
trộn, nhiệt
đối lưu và bay hơi
11. Chế độ nhiệt độ của bề mặt bên dưới và lớp hoạt động
Chế độ nhiệt độ bên dướibề mặt và lớp hoạt động
Biến động nhiệt độ hàng ngày
nộp đơn:
trong nước - lên đến hàng chục mét,
trong đất - dưới một mét
Biến động nhiệt độ hàng năm
nộp đơn:
trong nước - lên đến hàng trăm mét,
trong đất - 10-20 mét
12. Chế độ nhiệt độ của bề mặt bên dưới và lớp hoạt động
Chế độ nhiệt độ bên dướibề mặt và lớp hoạt động
Sức nóng tỏa ra trên mặt nước vào ban ngày và mùa hè xuyên qua
đến độ sâu đáng kể và làm nóng một cột nước lớn.
Nhiệt độ của lớp trên và bề mặt của nước
nó tăng lên một chút.
Trong đất, nhiệt lượng truyền vào được phân bố trong một lớp mỏng phía trên
lớp, do đó trở nên rất nóng.
Vào ban đêm và vào mùa đông, nước mất nhiệt từ lớp bề mặt, nhưng
thay vào đó là nhiệt tích lũy từ các lớp bên dưới.
Do đó, nhiệt độ ở bề mặt nước giảm
chậm rãi.
Trên bề mặt đất, nhiệt độ giảm khi tỏa nhiệt
Nhanh:
nhiệt tích tụ trong một lớp mỏng bên trên nhanh chóng rời khỏi nó
mà không cần bổ sung từ bên dưới.
13. Chế độ nhiệt độ của bề mặt bên dưới và lớp hoạt động
Chế độ nhiệt độ bên dướibề mặt và lớp hoạt động
Vào ban ngày và mùa hè, nhiệt độ trên bề mặt đất cao hơn nhiệt độ trên
mặt nước; thấp hơn vào ban đêm và vào mùa đông.
Sự biến động hàng ngày và hàng năm của nhiệt độ trên bề mặt đất càng lớn,
hơn nữa, nhiều hơn trên bề mặt của nước.
Vào mùa ấm, bồn nước tích tụ thành một lớp khá dày.
nước, một lượng nhiệt lớn, tỏa ra bầu không khí lạnh
Mùa.
Đất trong mùa ấm tỏa ra hầu hết nhiệt vào ban đêm,
nhận được trong ngày và tích lũy ít vào mùa đông.
Ở vĩ độ trung bình, trong nửa năm ấm áp, 1,5-3
kcal nhiệt trên một cm vuông bề mặt.
Trong thời tiết lạnh, đất tỏa ra nhiệt này cho khí quyển. Giá trị ± 1,5-3
kcal / cm2 trên năm là chu kỳ nhiệt hàng năm của đất.
Dưới ảnh hưởng của tuyết phủ và thảm thực vật vào mùa hè, hàng năm
sự lưu thông nhiệt trong đất giảm; ví dụ, gần Leningrad là 30%.
Ở vùng nhiệt đới, vòng quay nhiệt hàng năm ít hơn ở các vùng vĩ độ ôn đới, vì
có ít sự khác biệt hàng năm hơn trong dòng bức xạ mặt trời.
14. Chế độ nhiệt độ của bề mặt bên dưới và lớp hoạt động
Chế độ nhiệt độ bên dướibề mặt và lớp hoạt động
Vòng quay nhiệt hàng năm của các hồ chứa lớn khoảng 20
nhiều hơn lần so với vòng quay nhiệt hàng năm
đất.
Biển Baltic tỏa ra không khí trong thời tiết lạnh giá 52
kcal / cm2 và tích cùng một lượng vào mùa ấm.
Vòng quay nhiệt hàng năm của Biển Đen ± 48 kcal / cm2,
Kết quả của những khác biệt này, nhiệt độ không khí trên
thấp hơn trên biển vào mùa hè và cao hơn vào mùa đông so với đất liền.
15. Chế độ nhiệt độ của bề mặt bên dưới và lớp hoạt động
Chế độ nhiệt độ bên dướibề mặt và lớp hoạt động
Đất nóng lên nhanh chóng và
Bình tĩnh lại.
Nước nóng lên từ từ và từ từ
Bình tĩnh lại
(nhiệt dung riêng của nước trong
3-4 lần đất)
Thảm thực vật giảm biên độ
biến động nhiệt độ ban ngày
bề mặt đất.
Lớp phủ tuyết bảo vệ đất khỏi
mất nhiệt dữ dội (vào mùa đông, đất
đóng băng ít hơn)
16.
vai trò quan trọng trong việc tạo rachế độ nhiệt độ của tầng đối lưu
trao đổi nhiệt đóng
không khí với bề mặt trái đất
bằng cách dẫn
17. Các quá trình ảnh hưởng đến sự truyền nhiệt của khí quyển
Các quá trình ảnh hưởng đến truyền nhiệtbầu không khí
1).
(trộn
không khí bị xáo trộn
chuyển động hỗn loạn).
2) .Thermal
đối lưu
(vận tải hàng không theo phương thẳng đứng
hướng xảy ra khi
làm nóng lớp bên dưới)
18. Thay đổi nhiệt độ không khí
Thay đổi nhiệt độ không khí1).
Định kỳ
2). Không định kỳ
Thay đổi không định kỳ
nhiệt độ không khí
Liên kết với sự đối lưu của các khối khí
từ những nơi khác trên trái đất
Những thay đổi như vậy diễn ra thường xuyên và đáng kể trong
vĩ độ ôn đới,
chúng được liên kết với xoáy thuận
các hoạt động nhỏ
vảy - với gió địa phương.
19. Sự thay đổi định kỳ của nhiệt độ không khí
Thay đổi nhiệt độ hàng ngày và hàng năm làký tự tuần hoàn.
Thay đổi trong ngày
Nhiệt độ không khí thay đổi trong
khóa học hàng ngày theo nhiệt độ
bề mặt trái đất, từ đó
không khí được làm nóng
20. Sự thay đổi nhiệt độ hàng ngày
Sự thay đổi nhiệt độ hàng ngàyĐường cong nhật ngày nhiều năm
nhiệt độ là những đường cong mượt mà,
tương tự như hình sin.
Trong khí hậu học, nó được coi là
thay đổi hàng ngày trong nhiệt độ không khí,
tính trung bình trong nhiều năm.
21. trên bề mặt đất (1) và trong không khí ở độ cao 2m (2). Matxcova (MSU)
Sự thay đổi nhiệt độ trung bình trong ngày ở bề mặtđất (1) và
trong không khí ở độ cao 2m (2). Matxcova (MGU)
22. Sự thay đổi nhiệt độ trung bình hàng ngày
Sự thay đổi nhiệt độ trung bình hàng ngàyNhiệt độ trên bề mặt đất có sự thay đổi theo ngày.
Mức tối thiểu của nó được quan sát thấy khoảng nửa giờ sau
bình Minh.
Lúc này, sự cân bằng bức xạ của bề mặt đất
trở nên bằng không - truyền nhiệt từ lớp trên
bức xạ hiệu quả của đất được cân bằng
tăng dòng bức xạ tổng.
Sự trao đổi nhiệt không tỏa ra lúc này không đáng kể.
23. Sự thay đổi nhiệt độ trung bình hàng ngày
Sự thay đổi nhiệt độ trung bình hàng ngàyNhiệt độ trên bề mặt đất tăng lên đến 13-14 giờ,
khi nó đạt đến mức tối đa trong quá trình hàng ngày.
Sau đó, nhiệt độ bắt đầu giảm xuống.
Tuy nhiên, sự cân bằng bức xạ vào các giờ buổi chiều,
vẫn tích cực; nhưng
truyền nhiệt vào ban ngày từ lớp trên cùng của đất đến
bầu không khí xảy ra không chỉ thông qua hiệu quả
bức xạ, mà còn thông qua việc tăng độ dẫn nhiệt, và
cũng với sự bốc hơi nước tăng lên.
Sự truyền nhiệt vào sâu của đất cũng tiếp tục.
Do đó, nhiệt độ trên bề mặt đất và giảm
từ 13 - 14 giờ sáng đến thấp nhất.
24.
25. Nhiệt độ bề mặt đất
Nhiệt độ tối đa ở bề mặt đất thường cao hơnhơn trong không khí ở độ cao của gian hàng khí tượng. Điều này rõ ràng:
vào ban ngày, bức xạ mặt trời chủ yếu làm nóng đất, và đã
nó làm nóng không khí.
Ở vùng Matxcova vào mùa hè trên bề mặt đất trống
nhiệt độ lên đến + 55 ° được quan sát thấy, và trong sa mạc - thậm chí lên đến + 80 °.
Ngược lại, nhiệt độ cực tiểu ban đêm xảy ra ở
bề mặt đất thấp hơn trong không khí,
vì trước hết, đất được làm mát bằng cách
bức xạ, và không khí đã được làm mát từ đó.
Vào mùa đông ở khu vực Moscow, nhiệt độ ban đêm trên bề mặt (tại thời điểm này
có tuyết bao phủ) có thể giảm xuống dưới -50 °, vào mùa hè (trừ tháng 7) - đến không. Trên
bề mặt tuyết ở nội địa Nam Cực, thậm chí là mức trung bình
nhiệt độ hàng tháng ở Tháng sáu là khoảng -70 °, và trong một số trường hợp, nó có thể
giảm xuống -90 °.
26. Phạm vi nhiệt độ hàng ngày
Phạm vi nhiệt độ hàng ngàyĐây là sự khác biệt giữa mức tối đa
và nhiệt độ tối thiểu hàng ngày.
Phạm vi nhiệt độ hàng ngày
thay đổi không khí:
theo các mùa trong năm,
theo vĩ độ
tùy thuộc vào bản chất
bề mặt bên dưới,
tùy theo địa hình.
27. Thay đổi biên độ nhiệt độ hàng ngày (Asut)
Các thay đổi1. Vào mùa đông, Asut ít hơn vào mùa hè
2. Với vĩ độ ngày càng tăng, Một ngày. giảm dần:
ở vĩ độ 20 - 30 °
trên đất liền A ngày = 12 ° С
ở vĩ độ 60 ° A ngày. = 6 ° C
3. Không gian mở
được đặc trưng bởi một ngày lớn hơn. :
cho thảo nguyên và sa mạc trung bình
Khi di chuyển \ u003d 15-20 ° С (lên đến 30 ° С),
28. Thay đổi biên độ nhiệt độ hàng ngày (Asut)
Các thay đổibiên độ nhiệt độ hàng ngày (Asut)
4. Khoảng cách của các lưu vực nước
giảm Một ngày.
5. Trên địa hình lồi
(ngọn và sườn núi) Một ngày. nhỏ hơn,
hơn trên đồng bằng
6. Ở địa hình lõm
(hốc, thung lũng, khe núi, v.v. Và nhiều ngày nữa.
29. Ảnh hưởng của lớp phủ đất đến nhiệt độ bề mặt đất
Lớp phủ thực vật làm giảm khả năng làm mát đất vào ban đêm.Bức xạ ban đêm chủ yếu xảy ra với
bề mặt của chính thảm thực vật, nơi sẽ là
ngầu.
Đất dưới thảm thực vật giữ được độ cao hơn
nhiệt độ.
Tuy nhiên, vào ban ngày, thảm thực vật ngăn cản bức xạ
làm nóng đất.
Phạm vi nhiệt độ hàng ngày dưới thảm thực vật,
do đó giảm, và nhiệt độ trung bình hàng ngày
hạ xuống.
Vì vậy, lớp phủ thực vật thường làm mát đất.
Ở Vùng Leningrad, bề mặt đất dưới ruộng
mùa màng có thể lạnh hơn 15 ° vào ban ngày so với
đất hoang hóa. Trung bình, trời lạnh hơn mỗi ngày
đất tiếp xúc với 6 °, và thậm chí ở độ sâu 5-10 cm vẫn còn
chênh lệch 3-4 °.
30. Ảnh hưởng của lớp phủ đất đến nhiệt độ bề mặt đất
Lớp phủ tuyết bảo vệ đất vào mùa đông khỏi sự mất nhiệt quá mức.Bức xạ phát ra từ bề mặt của lớp tuyết phủ và lớp đất dưới nó
giữ ấm hơn đất trống. Đồng thời, biên độ ngày
nhiệt độ trên bề mặt đất dưới tuyết giảm mạnh.
Ở vùng giữa của lãnh thổ châu Âu của Nga với một lớp tuyết phủ cao
40-50 cm, nhiệt độ của bề mặt đất dưới nó cao hơn 6-7 °
nhiệt độ của đất trống và cao hơn 10 ° so với nhiệt độ trên
bề mặt của tuyết bao phủ chính nó.
Mùa đông đất đóng băng dưới tuyết đạt độ sâu khoảng 40 cm, và không có
tuyết có thể kéo dài đến độ sâu hơn 100 cm.
Vì vậy, lớp phủ thực vật vào mùa hè làm giảm nhiệt độ trên bề mặt đất, và
Ngược lại, tuyết bao phủ trong mùa đông, làm tăng nó.
Tác động tổng hợp của lớp phủ thực vật vào mùa hè và lớp phủ của tuyết vào mùa đông làm giảm
biên độ nhiệt độ trên bề mặt đất hàng năm; mức giảm này là
khoảng 10 ° so với đất trống.
31. Phân bố nhiệt vào sâu trong đất
Mật độ và độ ẩm của đất càng lớn thìnó dẫn nhiệt càng tốt thì càng nhanh
ngày càng lan rộng
nhiệt độ dao động xâm nhập.
Bất kể loại đất, chu kỳ dao động
nhiệt độ không thay đổi theo độ sâu.
Điều này có nghĩa là không chỉ trên bề mặt, mà còn
độ sâu vẫn là một khóa học hàng ngày với khoảng thời gian 24
giờ giữa hai lần liên tiếp
mức cao hoặc mức thấp
và một khóa học hàng năm với thời gian 12 tháng.
32. Sự phân bố nhiệt vào sâu trong đất
Biên độ dao động giảm dần theo độ sâu.Tăng chiều sâu trong cấp số cộng
dẫn đến sự giảm dần biên độ
hình học.
Vì vậy, nếu trên bề mặt biên độ hàng ngày là 30 °, và
ở độ sâu 20 cm 5 °, sau đó ở độ sâu 40 cm nó sẽ hẹp hơn
nhỏ hơn 1 °.
Ở một số độ sâu tương đối nông, hàng ngày
biên độ giảm đến mức nó trở thành
thực tế bằng không.
Ở độ sâu này (khoảng 70-100 cm, trong các trường hợp khác nhau
khác nhau) bắt đầu một lớp không đổi hàng ngày
nhiệt độ.
33. Sự thay đổi hàng ngày của nhiệt độ trong đất ở các độ sâu khác nhau từ 1 đến 80 cm Pavlovsk, tháng Năm.
34. Biến động nhiệt độ hàng năm
Biên độ dao động nhiệt độ năm giảm dần từchiều sâu.
Tuy nhiên, biến động hàng năm kéo dài đến mức lớn hơn
độ sâu, điều này khá dễ hiểu: đối với sự phân phối của chúng
có nhiều thời gian hơn.
Biên độ dao động hàng năm giảm gần như xuống
0 ở độ sâu khoảng 30 m ở vĩ độ cực,
khoảng 15-20 m ở vĩ độ trung bình,
khoảng 10 m ở vùng nhiệt đới
(ở đâu và trên bề mặt đất, biên độ hàng năm nhỏ hơn,
hơn ở vĩ độ trung bình).
Ở những độ sâu này bắt đầu, một lớp không đổi hàng năm
nhiệt độ.
35.
Thời gian của nhiệt độ tối đa và tối thiểucả trong quá trình hàng ngày và hàng năm, chúng tụt hậu theo chiều sâu
tương xứng với cô ấy.
Điều này có thể hiểu được, vì cần có thời gian để sức nóng lan tỏa qua
chiều sâu.
Các cực trị hàng ngày cho mỗi 10 cm độ sâu bị trì hoãn bởi
2,5-3,5 giờ.
Điều này có nghĩa là ở độ sâu, ví dụ, 50 cm, mức tối đa hàng ngày
nhìn thấy sau nửa đêm.
Các mức cao và thấp hàng năm chậm hơn 20-30 ngày trước
mỗi mét độ sâu.
Vì vậy, ở Kaliningrad ở độ sâu 5 m, nhiệt độ tối thiểu
không quan sát thấy vào tháng Giêng, như trên bề mặt đất, nhưng vào tháng Năm,
tối đa - không phải vào tháng Bảy, mà là vào tháng Mười
36. Sự thay đổi hàng năm của nhiệt độ trong đất ở các độ sâu khác nhau từ 3 đến 753 cm ở Kaliningrad.
37. Sự phân bố nhiệt độ trong đất theo phương thẳng đứng trong các mùa khác nhau
Vào mùa hè, nhiệt độ giảm từ bề mặt đất xuống sâu.Mọc vào mùa đông.
Vào mùa xuân, nó đầu tiên phát triển, và sau đó giảm dần.
Vào mùa thu, đầu tiên nó giảm và sau đó lớn dần.
Sự thay đổi nhiệt độ trong đất theo độ sâu trong ngày hoặc trong năm có thể được biểu thị bằng
bằng cách sử dụng biểu đồ đẳng cấp.
Trục x biểu thị thời gian tính bằng giờ hoặc tháng trong năm.
Trục y là độ sâu trong đất.
Mỗi điểm trên đồ thị tương ứng với một thời điểm nhất định và một độ sâu nhất định. Trên
vẽ biểu đồ nhiệt độ trung bình ở các độ sâu khác nhau vào các giờ khác nhau hoặc
tháng.
Sau khi vẽ các đường cách ly kết nối các điểm có nhiệt độ bằng nhau,
ví dụ: cứ mỗi độ hoặc cứ 2 độ, chúng ta nhận được một gia đình
đẳng nhiệt.
Theo biểu đồ này, bạn có thể xác định giá trị nhiệt độ cho bất kỳ thời điểm nào trong ngày.
hoặc ngày trong năm và cho bất kỳ độ sâu nào trong biểu đồ.
38. Con người của sự thay đổi nhiệt độ hàng năm trong đất ở Tbilisi
Biến thiên nhiệt độ hàng năm trong đất ởTbilisi
39. Diễn biến nhiệt độ hàng ngày và hàng năm trên bề mặt của các hồ chứa và ở các lớp nước trên
Hệ thống sưởi và làm mát lan truyền trong các vùng nước cho hơnlớp dày hơn trong đất, và ngoài ra còn có
nhiệt dung hơn đất.
Do sự thay đổi nhiệt độ trên bề mặt nước
rất nhỏ.
Biên độ của chúng theo thứ tự của phần mười độ: khoảng 0,1-
0,2 ° ở vĩ độ ôn đới,
khoảng 0,5 ° ở vùng nhiệt đới.
Ở các vùng biển phía nam của Liên Xô, biên độ nhiệt độ ngày lớn hơn:
1-2 °;
trên bề mặt của các hồ lớn ở vĩ độ ôn đới thậm chí còn nhiều hơn:
2-5 °.
Biến động trong ngày của nhiệt độ nước bề mặt đại dương
tối đa khoảng 15-16 giờ và tối thiểu sau 2-3 giờ
sau khi mặt trời mọc.
Hình 40. Sự thay đổi nhiệt độ hàng ngày ở bề mặt biển (đường cong đặc) và ở độ cao 6 m trong không khí (đường cong đứt gãy) ở vùng nhiệt đới
Đại Tây Dương41. Diễn biến nhiệt độ hàng ngày và hàng năm trên bề mặt của các hồ chứa và ở các lớp nước trên
Biên độ dao động nhiệt độ bề mặt hàng nămđại dương hơn nhiều so với hàng ngày.
Nhưng nó nhỏ hơn biên độ năm trên bề mặt đất.
Ở vùng nhiệt đới có nhiệt độ khoảng 2-3 °, có nơi dưới 40 ° N. sh. khoảng 10 ° và ở 40 ° S.
sh. khoảng 5 °.
Trên biển nội địa và hồ nước sâu,
biên độ hàng năm lớn đáng kể - lên đến 20 ° hoặc hơn.
Cả dao động hàng ngày và hàng năm đều lan truyền trong nước
(tất nhiên là cũng muộn) đến độ sâu lớn hơn trong đất.
Các dao động hàng ngày được tìm thấy ở biển ở độ sâu lên đến 15
20 m trở lên và hàng năm - lên đến 150-400 m.
42. Sự biến đổi hàng ngày của nhiệt độ không khí gần bề mặt trái đất
Nhiệt độ không khí thay đổi hàng ngàytheo nhiệt độ của bề mặt trái đất.
Khi không khí được làm nóng và làm mát bằng
bề mặt trái đất, biên độ biến thiên ngày
nhiệt độ trong phòng khí tượng thấp hơn,
so với trên bề mặt đất, trung bình khoảng
bằng một phần ba.
43. Sự biến đổi hàng ngày của nhiệt độ không khí gần bề mặt trái đất
Sự gia tăng nhiệt độ không khí bắt đầu bằng sự gia tăngnhiệt độ đất (15 phút sau) vào buổi sáng,
sau khi mặt trời mọc. Ở nhiệt độ đất 13-14 giờ,
bắt đầu giảm.
Ở 14-15 giờ, nó cân bằng với nhiệt độ không khí;
Kể từ bây giờ, với nhiệt độ giảm hơn nữa
đất bắt đầu giảm xuống và nhiệt độ không khí.
Do đó, nhiệt độ tối thiểu trong quá trình hàng ngày
không khí trên bề mặt trái đất rơi vào thời gian
ngay sau khi mặt trời mọc,
và tối đa là 14-15 giờ.
44. Sự biến đổi hàng ngày của nhiệt độ không khí gần bề mặt trái đất
Diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí là khá chính xácchỉ biểu hiện trong thời tiết ổn định rõ ràng.
Nó có vẻ hợp lý hơn trung bình từ một
số lần quan sát: đường cong nhật ngày dài hạn
nhiệt độ - các đường cong mịn, tương tự như hình sin.
Nhưng vào một số ngày, sự thay đổi hàng ngày của nhiệt độ không khí có thể
rất sai lầm.
Nó phụ thuộc vào những thay đổi về độ mây làm thay đổi bức xạ
các điều kiện trên bề mặt trái đất, cũng như từ sự phun trào, tức là từ
dòng khí vào của các khối khí có nhiệt độ khác nhau.
Do những lý do này, nhiệt độ tối thiểu có thể thay đổi
ngay cả vào ban ngày và tối đa - vào ban đêm.
Sự thay đổi trong ngày của nhiệt độ có thể biến mất hoàn toàn hoặc đường cong
sự thay đổi trong ngày sẽ có một hình thức phức tạp và bất thường.
45. Sự biến đổi hàng ngày của nhiệt độ không khí gần bề mặt trái đất
Quá trình hàng ngày thông thường được chồng lên hoặc che đậythay đổi nhiệt độ không theo chu kỳ.
Ví dụ, ở Helsinki vào tháng Giêng có 24%
xác suất để nhiệt độ hàng ngày tối đa
từ nửa đêm đến một giờ sáng, và
chỉ có 13% khả năng nó sẽ rơi vào
khoảng thời gian từ 12 đến 14 giờ.
Ngay cả ở các vùng nhiệt đới, nơi mà sự thay đổi nhiệt độ không theo chu kỳ cũng yếu hơn ở các vùng vĩ độ ôn đới, thì cực đại
nhiệt độ vào buổi chiều
chỉ trong 50% tất cả các trường hợp.
46. Sự biến đổi hàng ngày của nhiệt độ không khí gần bề mặt trái đất
Trong khí hậu học, sự thay đổi trong ngày thường được coi lànhiệt độ không khí trung bình trong một thời gian dài.
Trong một khóa học hàng ngày trung bình như vậy, những thay đổi không theo định kỳ
nhiệt độ giảm nhiều hơn hoặc ít hơn đồng đều
tất cả các giờ trong ngày đều triệt tiêu lẫn nhau.
Kết quả là, đường cong biến thiên trong ngày dài hạn có
ký tự đơn giản gần với hình sin.
Ví dụ, hãy xem xét sự thay đổi hàng ngày của nhiệt độ không khí trong
Matxcova vào tháng 1 và tháng 7, tính theo nhiều năm
dữ liệu.
Nhiệt độ trung bình dài hạn được tính toán cho mỗi giờ
Ngày tháng Giêng hoặc tháng Bảy, và sau đó theo mức trung bình thu được
giá trị hàng giờ đã được xây dựng các đường cong dài hạn
khóa học hàng ngày cho tháng Giêng và tháng Bảy.
47. Quá trình hàng ngày của nhiệt độ không khí ở Mátxcơva trong tháng Giêng và tháng Bảy. Các số liệu cho biết nhiệt độ trung bình hàng tháng của tháng Giêng và tháng Bảy.
48. Sự thay đổi hàng ngày của biên độ nhiệt độ không khí
Biên độ hàng ngày của nhiệt độ không khí thay đổi theo mùa,vĩ độ, cũng như tùy thuộc vào bản chất của đất và
địa hình.
Vào mùa đông, nó ít hơn so với mùa hè, cũng như biên độ
nhiệt độ bề mặt cơ bản.
Với vĩ độ ngày càng tăng, biên độ nhiệt độ ngày
không khí giảm khi độ cao giữa trưa của mặt trời giảm
qua đường chân trời.
Dưới vĩ độ 20-30 ° trên đất liền, trung bình hàng năm
biên độ nhiệt độ khoảng 12 °,
dưới vĩ độ 60 ° khoảng 6 °,
dưới vĩ độ 70 ° chỉ 3 °.
Ở các vĩ độ cao nhất, nơi mặt trời không mọc hoặc
đến nhiều ngày liên tiếp, đều đặn hàng ngày
không có nhiệt độ nào cả.
49. Ảnh hưởng của tính chất của đất và lớp phủ của đất
Phạm vi nhiệt độ ban ngày càng lớnbề mặt đất, biên độ ngày càng lớn
nhiệt độ không khí trên nó.
Trong thảo nguyên và sa mạc, biên độ trung bình hàng ngày
đạt 15-20 °, đôi khi 30 °.
Nó nhỏ hơn phía trên lớp phủ thực vật phong phú.
Sự gần gũi của các nguồn nước cũng ảnh hưởng đến biên độ ngày.
lưu vực: ở các vùng ven biển nó bị hạ thấp.
50. Giảm bớt ảnh hưởng
Trên địa hình lồi (trên đỉnh và trênđộ dốc của núi và đồi) phạm vi nhiệt độ hàng ngày
không khí giảm so với địa hình bằng phẳng.
Ở địa hình lõm (trong thung lũng, khe núi và trũng)
tăng.
Nguyên nhân là do trên địa hình lồi lõm
không khí bị giảm diện tích tiếp xúc với
bề mặt bên dưới và nhanh chóng được loại bỏ khỏi nó, được thay thế
khối khí mới.
Ở địa hình lõm, không khí nóng lên mạnh hơn từ
bề mặt và trì trệ nhiều hơn vào ban ngày và vào ban đêm
nguội đi mạnh hơn và chảy xuống các sườn núi. Nhưng trong hẹp
hẻm núi, nơi có cả dòng bức xạ và bức xạ hiệu quả
giảm, biên độ ban ngày nhỏ hơn biên độ rộng
thung lũng
51. Ảnh hưởng của biển và đại dương
Biên độ nhiệt độ ban ngày nhỏ trên bề mặtbiển cũng có biên độ ngày nhỏ
nhiệt độ không khí trên biển.
Tuy nhiên, những thứ sau này vẫn cao hơn so với hàng ngày
biên độ trên mặt biển của chính nó.
Biên độ ngày trên bề mặt đại dương mở
chỉ được đo bằng một phần mười độ;
nhưng ở lớp không khí thấp hơn bên trên đại dương, chúng đạt tới 1 -
1,5 °),
và hơn thế nữa trên các vùng biển nội địa.
Biên độ nhiệt trong không khí tăng lên vì
chúng chịu ảnh hưởng của sự đối lưu của các khối khí.
Sự hấp thụ trực tiếp cũng đóng một vai trò nhất định.
bức xạ mặt trời bởi các lớp không khí thấp hơn trong ngày và
bức xạ từ chúng vào ban đêm.
52. Sự thay đổi biên độ nhiệt độ hàng ngày theo độ cao
Sự dao động nhiệt độ hàng ngày trong khí quyển kéo dài đếnmột lớp mạnh hơn các dao động ngày trong đại dương.
Ở độ cao 300 m so với mặt đất, biên độ dao động nhiệt độ ngày
khoảng 50% biên độ ở bề mặt trái đất và các giá trị cực
nhiệt độ đến sau đó 1,5-2 giờ.
Ở độ cao 1 km, biên độ nhiệt độ hàng ngày trên đất liền là 1-2 °,
ở độ cao 2-5 km 0,5-1 ° và thời gian tối đa ban ngày thay đổi thành
tối.
Trên biển, biên độ nhiệt ngày tăng nhẹ với
cao ở các km thấp hơn, nhưng vẫn ở mức nhỏ.
Các dao động nhiệt độ ban ngày nhỏ được phát hiện ngay cả
ở tầng đối lưu trên và ở tầng bình lưu dưới.
Nhưng ở đó chúng đã được xác định bởi các quá trình hấp thụ và phát xạ
bức xạ của không khí chứ không phải bởi các ảnh hưởng của bề mặt trái đất.
53. Ảnh hưởng của địa hình
Ở vùng núi, nơi ảnh hưởng của bề mặt bên dưới lớn hơnđộ cao tương ứng trong bầu khí quyển tự do, hàng ngày
biên độ giảm dần theo độ cao chậm hơn.
Trên các đỉnh núi riêng lẻ, ở độ cao từ 3000 m trở lên,
biên độ hàng ngày vẫn có thể là 3-4 °.
Trên cao nguyên rộng lớn, biên độ nhiệt độ ban ngày
không khí có cùng thứ tự như ở vùng đất thấp: bức xạ hấp thụ
và bức xạ hiệu quả ở đây lớn, cũng như bề mặt
sự tiếp xúc của không khí với đất.
Phạm vi hàng ngày của nhiệt độ không khí tại trạm Murghab lúc
Ở Pamirs, trung bình hàng năm là 15,5 °, trong khi ở Tashkent là 12 °.
54.
55. Bức xạ bề mặt trái đất
Lớp đất và nước trên cùng, có tuyếtlớp phủ và thảm thực vật tự tỏa ra
bức xạ sóng dài; trần gian này
bức xạ thường được gọi là nội tại
bức xạ từ bề mặt trái đất.
56. Bức xạ bề mặt trái đất
Nhiệt độ tuyệt đối của bề mặt trái đấtnằm trong khoảng từ 180 đến 350 °.
Ở nhiệt độ này, bức xạ phát ra
thực tế nằm trong
4-120 micron,
và năng lượng cực đại của nó rơi vào các bước sóng
10-15 micron.
Do đó, tất cả các bức xạ này
hồng ngoại, không nhìn thấy bằng mắt.
57.
58. Bức xạ khí quyển
Bầu khí quyển nóng lên bằng cách hấp thụ cả bức xạ mặt trời(mặc dù chiếm một tỷ lệ tương đối nhỏ, khoảng 15% trong tổng số
lượng đến Trái đất), và
bức xạ từ bề mặt trái đất.
Ngoài ra, nó nhận nhiệt từ bề mặt trái đất.
bằng cách dẫn nhiệt, cũng như bằng cách bay hơi và
sự ngưng tụ hơi nước tiếp theo.
Được làm nóng, bầu không khí tự tỏa ra.
Cũng giống như bề mặt trái đất, nó tỏa ra một thứ vô hình
bức xạ hồng ngoại trong cùng một phạm vi
các bước sóng.
59. Phản xạ
Hầu hết (70%) bức xạ khí quyển đến từbề mặt trái đất, phần còn lại đi vào thế giới
khoảng trống.
Bức xạ khí quyển đến bề mặt trái đất được gọi là phản xạ.
Đang mở rộng vì nó được hướng tới
sự tự bức xạ bề mặt trái đất.
Bề mặt trái đất hấp thụ bức xạ ngược này
gần như hoàn toàn (90-99%). Vì vậy, nó là
cho bề mặt trái đất một nguồn nhiệt quan trọng trong
ngoài bức xạ mặt trời bị hấp thụ.
60. Phản xạ
Bức xạ phản tăng lên khi độ mây ngày càng tăng,vì bản thân các đám mây tỏa ra mạnh mẽ.
Đối với các trạm bằng phẳng ở vĩ độ ôn đới, trung bình
cường độ bức xạ truy cập (đối với mỗi
cm vuông của trái đất nằm ngang
bề mặt mỗi phút)
khoảng 0,3-0,4 cal,
tại các trạm trên núi - khoảng 0,1-0,2 cal.
Đây là sự giảm bức xạ đối với chiều cao
do hàm lượng hơi nước giảm.
Bức xạ phản lớn nhất là ở xích đạo, nơi
khí quyển là nóng nhất và giàu hơi nước nhất.
Trung bình gần xích đạo 0,5-0,6 cal / cm2 phút,
Ở vĩ độ cực lên đến 0,3 cal / cm2 phút.
61. Phản xạ
Chất chính trong khí quyển hấp thụbức xạ trên mặt đất và gửi tới
bức xạ, là hơi nước.
Nó hấp thụ bức xạ hồng ngoại trong một
vùng quang phổ - từ 4,5 đến 80 micron, ngoại trừ
khoảng từ 8,5 đến 11 micrômét.
Với hàm lượng hơi nước trung bình trong khí quyển
bức xạ có bước sóng từ 5,5 đến 7,0 micron trở lên
hấp thụ gần như hoàn toàn.
Chỉ trong khoảng 8,5-11 microns bức xạ mặt đất
đi qua bầu khí quyển vào không gian bên ngoài.
62.
63.
64. Bức xạ hiệu quả
Bức xạ của bộ đếm luôn nhỏ hơn bức xạ trên mặt đất một chút.Vào ban đêm, khi không có bức xạ mặt trời, bề mặt trái đất xuất hiện
chỉ phản xạ.
Bề mặt trái đất mất nhiệt do sự chênh lệch dương giữa
bức xạ riêng và chống lại.
Sự khác biệt giữa bức xạ của trái đất
bức xạ bề mặt và phản xạ của khí quyển
được gọi là bức xạ hiệu quả
65. Bức xạ hiệu quả
Bức xạ hiệu quả làmất năng lượng bức xạ ròng, và
do đó sức nóng từ bề mặt trái đất
vào ban đêm
66. Bức xạ hiệu quả
Với lượng mây ngày càng tăng, ngày càng tăngbức xạ chống, bức xạ hiệu quả
giảm dần.
Trong thời tiết nhiều mây, bức xạ hiệu quả
ít hơn nhiều so với trong sáng;
Trong điều kiện thời tiết ít mây và đêm
làm nguội bề mặt trái đất.
67. Bức xạ hiệu quả
Bức xạ hiệu quả, tất nhiên,cũng tồn tại trong ngày.
Nhưng trong ngày nó chồng chéo lên nhau hoặc một phần
được bù đắp bởi năng lượng mặt trời hấp thụ
sự bức xạ. Do đó, bề mặt trái đất
ấm hơn vào ban ngày so với ban đêm, do đó,
trong số những thứ khác, và bức xạ hiệu quả
nhiều hơn trong ngày.
68. Bức xạ hiệu quả
Hấp thụ bức xạ trên mặt đất và gửi tớibức xạ bề mặt trái đất, bầu khí quyển
hầu hết làm giảm sự làm mát của cái sau trong
ban đêm.
Vào ban ngày, nó không thể ngăn cản sự nóng lên của trái đất.
bề mặt bởi bức xạ mặt trời.
Đây là ảnh hưởng của khí quyển đến chế độ nhiệt của trái đất
bề mặt được gọi là hiệu ứng nhà kính.
do sự tương tự bên ngoài với hoạt động của kính
nhà kính.
69. Bức xạ hiệu quả
Nhìn chung, bề mặt trái đất ở mức trung bìnhvĩ độ mất tác dụng
bức xạ khoảng một nửa
lượng nhiệt cô ấy nhận được
từ bức xạ hấp thụ.
70. Sự cân bằng bức xạ của bề mặt trái đất
Sự khác biệt giữa bức xạ hấp thụ và sự cân bằng bức xạ của bề mặt trái đất Khi có tuyết phủ, sự cân bằng bức xạchỉ chuyển đến giá trị dương ở chiều cao
mặt trời ở khoảng 20-25 °, vì có tuyết lớn
sự hấp thụ tổng bức xạ của nó là nhỏ.
Vào ban ngày, sự cân bằng bức xạ tăng lên khi độ cao tăng dần.
mặt trời và giảm khi giảm của nó.
Vào ban đêm, khi không có bức xạ toàn phần,
sự cân bằng bức xạ âm là
bức xạ hiệu quả
và do đó ít thay đổi vào ban đêm, trừ khi
điều kiện đám mây vẫn như cũ.
76. Sự cân bằng bức xạ của bề mặt trái đất
Giá trị trung bình buổi trưacân bằng bức xạ ở Moscow:
vào mùa hè với bầu trời quang đãng - 0,51 kW / m2,
vào mùa đông với bầu trời quang đãng - 0,03 kW / m2
mùa hè trong điều kiện trung bình
mây mù - 0,3 kW / m2,
mùa đông trong điều kiện trung bình
độ che phủ của mây khoảng 0 kW / m2.
77.
78.
79. Sự cân bằng bức xạ của bề mặt trái đất
Cân bằng bức xạ được xác định bằng máy đo cân bằng.Nó có một tấm nhận màu đen
hướng lên bầu trời
và cái kia - xuống bề mặt trái đất.
Sự khác biệt trong hệ thống sưởi ấm cho phép
xác định giá trị của cân bằng bức xạ.
Vào ban đêm, nó bằng giá trị của hiệu quả
sự bức xạ.
80. Bức xạ vào không gian thế giới
Hầu hết các bức xạ từ bề mặt trái đấthấp thụ vào khí quyển.
Chỉ trong phạm vi bước sóng 8,5-11 micron đi qua
bầu khí quyển trong không gian thế giới.
Số tiền gửi đi này chỉ là 10%, trong số
dòng bức xạ mặt trời tới ranh giới của khí quyển.
Nhưng, ngoài ra, bầu không khí tự nó tỏa ra thế giới
không gian khoảng 55% năng lượng từ đầu vào
bức xạ năng lượng mặt trời,
tức là lớn hơn bề mặt trái đất vài lần.
81. Bức xạ vào không gian thế giới
Bức xạ từ các lớp thấp hơn của khí quyển được hấp thụ vàocác lớp bên dưới của nó.
Tuy nhiên, khi bạn rời xa bề mặt trái đất, nội dung
hơi nước, chất hấp thụ chính của bức xạ,
giảm, và cần một lớp không khí ngày càng dày hơn,
để hấp thụ bức xạ đến từ
các lớp bên dưới.
Bắt đầu từ độ cao nào đó của hơi nước nói chung
không đủ để hấp thụ tất cả các bức xạ,
đến từ bên dưới và từ các lớp trên này một phần
bức xạ khí quyển sẽ đi vào thế giới
khoảng trống.
Tính toán cho thấy rằng bức xạ mạnh nhất trong
Các lớp không gian của khí quyển nằm ở độ cao 6-10 km.
82. Bức xạ vào không gian thế giới
Bức xạ sóng dài của bề mặt trái đất vàbầu khí quyển đi vào không gian được gọi là
bức xạ đi.
Đó là khoảng 65 đơn vị, nếu chúng tôi lấy 100 đơn vị
dòng bức xạ mặt trời vào khí quyển. Cùng với
phản xạ và phân tán năng lượng mặt trời sóng ngắn
bức xạ thoát ra khỏi bầu khí quyển trong
một lượng khoảng 35 đơn vị (albedo hành tinh của Trái đất),
bức xạ đi ra này bù đắp cho dòng năng lượng mặt trời
bức xạ đối với trái đất.
Do đó, Trái đất, cùng với bầu khí quyển, mất
lượng bức xạ mà nó nhận được, tức là
ở trạng thái bức xạ (bức xạ)
sự cân bằng.
83. Cân bằng bức xạ
Qincoming = QoutputPhép chiếu Tần số tới \ u003d I * S * (1-A)
σ
1/4
T =
Q lưu lượng = S trái đất * * T4
T =
0
252 nghìn
84. Hằng số vật lý
I - Hằng số mặt trời - 1378 W / m2R (Trái đất) - 6367 km.
A - độ cao trung bình của Trái đất - 0,33.
Σ - Hằng số Stefan-Boltzmann -5,67 * 10 -8
W / m2K4
CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA BỀ MẶT BỀ MẶT VÀ BỀ MẶT
Bề mặt bị tia nắng mặt trời đốt nóng trực tiếp và tỏa nhiệt cho các lớp bên dưới và không khí được gọi là tích cực. Nhiệt độ của bề mặt hoạt động, giá trị và sự thay đổi của nó (sự thay đổi hàng ngày và hàng năm) được xác định bởi sự cân bằng nhiệt.
Giá trị lớn nhất của hầu hết các thành phần của cân bằng nhiệt được quan sát trong những giờ gần trưa. Ngoại lệ là sự trao đổi nhiệt tối đa trong đất, rơi vào các giờ buổi sáng.
Biên độ tối đa của sự biến thiên trong ngày của các thành phần cân bằng nhiệt được quan sát thấy vào mùa hè, cực tiểu - vào mùa đông. Trong quá trình ban ngày của nhiệt độ bề mặt, khô và không có thảm thực vật, vào một ngày quang đãng, cực đại xảy ra sau 13:00 và cực tiểu xảy ra vào khoảng thời gian mặt trời mọc. Mây làm gián đoạn quá trình ổn định của nhiệt độ bề mặt và gây ra sự thay đổi trong thời điểm cực đại và cực tiểu. Độ ẩm và lớp phủ thực vật ảnh hưởng lớn đến nhiệt độ bề mặt. Nhiệt độ bề mặt ban ngày tối đa có thể là + 80 ° C trở lên. Dao động hàng ngày lên tới 40 °. Giá trị của chúng phụ thuộc vào vĩ độ của địa điểm, thời gian trong năm, độ mây, tính chất nhiệt của bề mặt, màu sắc, độ nhám, lớp phủ thực vật và độ dốc.
Quá trình hàng năm của nhiệt độ của lớp hoạt động là khác nhau ở các vĩ độ khác nhau. Nhiệt độ tối đa ở các vĩ độ trung bình và cao thường được quan sát thấy vào tháng Sáu, nhiệt độ tối thiểu - vào tháng Giêng. Biên độ dao động hàng năm của nhiệt độ lớp hoạt động ở vĩ độ thấp là rất nhỏ, ở vĩ độ trung bình trên đất liền, chúng lên tới 30 °. Sự biến động hàng năm của nhiệt độ bề mặt ở các vùng ôn đới và vĩ độ cao chịu ảnh hưởng mạnh mẽ của tuyết phủ.
Cần có thời gian để truyền nhiệt từ lớp này sang lớp khác, và thời điểm bắt đầu nhiệt độ tối đa và tối thiểu trong ngày bị trễ đi 10 cm khoảng 3 giờ một lần. Nếu nhiệt độ cao nhất trên bề mặt vào khoảng 13:00, thì ở độ sâu 10 cm nhiệt độ sẽ đạt cực đại vào khoảng 16:00 và ở độ sâu 20 cm - vào khoảng 19:00, v.v. đốt nóng các lớp bên dưới từ các lớp bên trên, mỗi lớp hấp thụ một lượng nhiệt nhất định. Lớp càng sâu, nó nhận được càng ít nhiệt và sự dao động nhiệt độ trong đó càng yếu. Biên độ dao động nhiệt độ ngày theo độ sâu giảm đi 2 lần cứ sau 15 cm. Điều này có nghĩa là nếu trên bề mặt biên độ là 16 °, thì ở độ sâu 15 cm là 8 ° và ở độ sâu 30 cm là 4 °.
Ở độ sâu trung bình khoảng 1 m, sự dao động nhiệt độ đất hàng ngày "giảm dần". Lớp mà các dao động này thực tế dừng lại được gọi là lớp nhiệt độ hàng ngày không đổi.
Thời gian dao động nhiệt độ càng dài, chúng càng lan rộng. Ở vĩ độ trung bình, lớp có nhiệt độ năm không đổi nằm ở độ sâu 19-20 m, ở vĩ độ cao ở độ sâu 25 m, ở các vĩ độ nhiệt đới, biên độ nhiệt năm nhỏ và lớp có biên độ năm không đổi là nằm ở độ sâu chỉ 5-10 m và nhiệt độ tối thiểu bị trì hoãn trung bình 20-30 ngày trên mét. Do đó, nếu nhiệt độ thấp nhất trên bề mặt được quan sát vào tháng Giêng, thì ở độ sâu 2 m, nó xảy ra vào đầu tháng Ba. Các quan sát cho thấy nhiệt độ ở lớp nhiệt độ không đổi hàng năm gần với nhiệt độ không khí trung bình hàng năm trên bề mặt.
Nước, có nhiệt dung cao hơn và hệ số dẫn nhiệt thấp hơn đất, nóng lên chậm hơn và tỏa nhiệt chậm hơn. Một số tia nắng mặt trời chiếu xuống mặt nước bị lớp trên cùng hấp thụ, và một số tia này xuyên qua một độ sâu đáng kể, làm nóng trực tiếp một số lớp của nó.
Tính linh động của nước giúp cho quá trình truyền nhiệt có thể xảy ra. Do sự trộn rối, truyền nhiệt theo chiều sâu xảy ra nhanh hơn 1000 - 10.000 lần so với truyền nhiệt. Khi các lớp nước trên bề mặt nguội đi, sự đối lưu nhiệt xảy ra, kèm theo sự trộn lẫn. Dao động nhiệt độ hàng ngày trên bề mặt Đại dương ở các vĩ độ cao chỉ trung bình 0,1 °, ở vĩ độ ôn đới - 0,4 °, ở vĩ độ nhiệt đới - 0,5 °. Độ sâu xâm nhập của các rung động này là 15-20m. Biên độ nhiệt hàng năm trên bề mặt Đại dương từ 1 ° ở vĩ độ xích đạo đến 10,2 ° ở vĩ độ ôn đới. Biến động nhiệt độ hàng năm đến độ sâu 200-300 m, thời điểm nhiệt độ cực đại ở các vùng nước muộn hơn so với đất liền. Cực đại xảy ra vào khoảng 15-16 giờ, tối thiểu - 2-3 giờ sau khi mặt trời mọc.
Chế độ nhiệt của tầng dưới của khí quyển.
Không khí được đốt nóng chủ yếu không phải do trực tiếp tia nắng mặt trời mà do bề mặt bên dưới truyền nhiệt cho nó (các quá trình bức xạ và dẫn nhiệt). Vai trò quan trọng nhất trong việc truyền nhiệt từ bề mặt đến các lớp bên trên của tầng đối lưu được thực hiện bởi trao đổi nhiệt và truyền nhiệt ẩn của hóa hơi. Chuyển động ngẫu nhiên của các phần tử không khí do nó đốt nóng bề mặt bên dưới được làm nóng không đều được gọi là nhiễu loạn nhiệt hoặc đối lưu nhiệt.
Nếu thay vì các xoáy chuyển động hỗn loạn nhỏ, chuyển động không khí đi lên mạnh mẽ (nhiệt) và chuyển động không khí đi xuống ít mạnh hơn bắt đầu chiếm ưu thế, thì đối lưu được gọi là có trật tự. Không khí nóng lên gần bề mặt lao lên trên, truyền nhiệt. Đối lưu nhiệt chỉ có thể phát triển miễn là không khí có nhiệt độ cao hơn nhiệt độ của môi trường mà nó tăng lên (trạng thái không ổn định của khí quyển). Nếu nhiệt độ của không khí đang tăng lên bằng nhiệt độ của môi trường xung quanh nó, thì sự tăng lên sẽ dừng lại (trạng thái không quan tâm của khí quyển); nếu không khí trở nên lạnh hơn môi trường, nó sẽ bắt đầu chìm xuống (trạng thái ổn định của khí quyển).
Với sự chuyển động hỗn loạn của không khí, ngày càng nhiều hạt của nó, tiếp xúc với bề mặt, nhận nhiệt, bay lên và trộn lẫn, nhường nó cho các hạt khác. Lượng nhiệt mà không khí nhận được từ bề mặt thông qua sự hỗn loạn lớn hơn 400 lần so với lượng nhiệt mà nó nhận được do bức xạ, và là kết quả của sự truyền dẫn nhiệt phân tử - gần 500.000 lần. Nhiệt được truyền từ bề mặt vào khí quyển cùng với hơi ẩm bốc hơi từ nó, và sau đó được giải phóng trong quá trình ngưng tụ. Mỗi gam hơi nước chứa 600 calo nhiệt ẩn của quá trình hóa hơi.
Trong không khí đang bay lên, nhiệt độ thay đổi do đoạn nhiệt quá trình, tức là không có sự trao đổi nhiệt với môi trường, do sự biến đổi nội năng của khí thành công và sinh công thành nội năng. Vì nội năng tỉ lệ với nhiệt độ tuyệt đối của chất khí nên nhiệt độ thay đổi. Không khí bốc lên nở ra, thực hiện công việc mà nó tiêu tốn năng lượng bên trong, và nhiệt độ của nó giảm xuống. Ngược lại, không khí đi xuống bị nén lại, năng lượng dành cho quá trình giãn nở được giải phóng và nhiệt độ không khí tăng lên.
Làm khô hoặc có chứa hơi nước, nhưng không bão hòa với chúng, không khí, bốc lên, nguội theo đoạn nhiệt 1 ° trong mỗi 100 m. Không khí bão hòa hơi nước sẽ nguội đi dưới 1 ° khi bay lên đến 100 m, vì sự ngưng tụ xảy ra trong đó, kèm theo bằng cách giải phóng nhiệt, bù đắp một phần nhiệt lượng dành cho quá trình giãn nở.
Lượng làm mát của không khí bão hòa khi nó tăng thêm 100 m phụ thuộc vào nhiệt độ không khí và áp suất khí quyển và thay đổi trong giới hạn rộng. Không khí không bão hòa, đi xuống, nóng lên 1 ° trên 100 m, bão hòa một lượng nhỏ hơn, vì sự bay hơi diễn ra trong đó, nhiệt lượng được tỏa ra. Không khí bão hòa tăng thường mất độ ẩm trong quá trình kết tủa và trở nên không bão hòa. Khi hạ xuống, không khí như vậy sẽ nóng lên 1 ° trên 100 m.
Kết quả là, sự giảm nhiệt độ trong quá trình đi lên nhỏ hơn sự gia tăng của nó trong quá trình hạ thấp, và không khí bay lên rồi đi xuống ở cùng một mức ở cùng một áp suất sẽ có nhiệt độ khác - nhiệt độ cuối cùng sẽ cao hơn nhiệt độ ban đầu. . Quá trình như vậy được gọi là giả mạo.
Vì không khí được làm nóng chủ yếu từ bề mặt hoạt động, nên nhiệt độ trong tầng khí quyển thấp hơn, theo quy luật, giảm theo độ cao. Độ dốc thẳng đứng của tầng đối lưu trung bình là 0,6 ° trên 100 m. Nó được coi là dương nếu nhiệt độ giảm theo độ cao và âm nếu nó tăng lên. Trong lớp không khí bề mặt thấp hơn (1,5-2 m), độ dốc thẳng đứng có thể rất lớn.
Sự tăng nhiệt độ theo chiều cao được gọi là sự nghịch đảo và một lớp không khí trong đó nhiệt độ tăng theo chiều cao, - lớp đảo ngược. Trong khí quyển, hầu như luôn luôn có thể quan sát thấy các lớp đảo ngược. Ở bề mặt trái đất, khi nó bị làm lạnh mạnh, do bức xạ, sự nghịch đảo bức xạ(nghịch chuyển bức xạ). Nó xuất hiện vào những đêm mùa hè quang đãng và có thể bao phủ một lớp vài trăm mét. Vào mùa đông, trong thời tiết rõ ràng, sự nghịch chuyển vẫn tồn tại trong vài ngày và thậm chí vài tuần. Các đợt nghịch mùa đông có thể bao phủ một lớp lên đến 1,5 km.
Sự nghịch chuyển được tăng cường bởi các điều kiện giải tỏa: luồng khí lạnh đi vào chỗ lõm và ngưng trệ ở đó. Những nghịch chuyển như vậy được gọi là orographic.Đảo ngược mạnh mẽ được gọi là đầy tham vọng,được hình thành trong những trường hợp đó khi không khí tương đối ấm đến bề mặt lạnh, làm lạnh các lớp bên dưới của nó. Sự nghịch chuyển phản ứng ban ngày được thể hiện yếu, vào ban đêm, chúng được tăng cường bằng cách làm mát bức xạ. Vào mùa xuân, sự hình thành của những sự đảo ngược như vậy được tạo điều kiện thuận lợi bởi lớp phủ tuyết vẫn chưa tan.
Băng giá có liên quan đến hiện tượng nghịch nhiệt độ của lớp không khí trên bề mặt. Đông cứng - sự giảm nhiệt độ không khí vào ban đêm xuống 0 ° và thấp hơn vào thời điểm nhiệt độ trung bình hàng ngày trên 0 ° (mùa thu, mùa xuân). Nó cũng có thể là sương giá chỉ được quan sát thấy trên đất khi nhiệt độ không khí trên nó trên không.
Trạng thái nhiệt của khí quyển ảnh hưởng đến sự truyền ánh sáng trong nó. Trong trường hợp nhiệt độ thay đổi mạnh theo chiều cao (tăng hoặc giảm), có mirages.
Mirage - hình ảnh tưởng tượng của một vật thể xuất hiện phía trên nó (ảo ảnh trên) hoặc bên dưới nó (ảo ảnh dưới). Ít phổ biến hơn là mirage bên (hình ảnh xuất hiện từ bên cạnh). Nguyên nhân của ảo ảnh là độ cong của quỹ đạo của tia sáng đi từ một vật đến mắt người quan sát, do sự khúc xạ của chúng ở ranh giới của các lớp có mật độ khác nhau.
Sự thay đổi nhiệt độ hàng ngày và hàng năm ở tầng đối lưu thấp hơn lên đến độ cao 2 km thường phản ánh sự thay đổi nhiệt độ bề mặt. Với khoảng cách từ bề mặt, biên độ dao động nhiệt độ giảm, và các thời điểm cực đại và cực tiểu bị trì hoãn. Sự dao động hàng ngày của nhiệt độ không khí trong mùa đông là đáng chú ý lên đến độ cao 0,5 km, vào mùa hè - lên đến 2 km.
Biên độ dao động nhiệt độ ngày giảm dần theo vĩ độ tăng dần. Biên độ ngày lớn nhất ở vĩ độ cận nhiệt đới, nhỏ nhất - ở vĩ độ cực. Ở các vĩ độ ôn đới, biên độ ngày khác nhau vào các thời điểm khác nhau trong năm. Ở các vùng vĩ độ cao, biên độ ngày lớn nhất vào mùa xuân và mùa thu, ở các vùng vĩ độ ôn đới - vào mùa hạ.
Quá trình hàng năm của nhiệt độ không khí phụ thuộc chủ yếu vào vĩ độ của nơi đó. Từ xích đạo về các cực, biên độ dao động nhiệt độ không khí năm càng tăng.
Có bốn dạng biến thiên nhiệt độ hàng năm theo độ lớn của biên độ và thời điểm bắt đầu xuất hiện các nhiệt độ khắc nghiệt.
loại xích đạođược đặc trưng bởi hai cực đại (sau điểm phân) và hai cực tiểu (sau điểm phân). Biên độ trên đại dương là khoảng 1 °, trên đất liền - lên đến 10 °. Nhiệt độ tích cực quanh năm.
Loại nhiệt đới - một cực đại (sau hạ chí) và một cực tiểu (sau đông chí). Biên độ trên đại dương là khoảng 5 °, trên đất liền - lên đến 20 °. Nhiệt độ tích cực quanh năm.
Loại vừa phải - một cực đại (trên đất liền ở Bắc bán cầu vào tháng Bảy, trên Đại dương vào tháng Tám) và một cực tiểu (ở Bắc bán cầu trên đất liền vào tháng Giêng, trên Đại dương vào tháng Hai). Bốn mùa được phân biệt rõ ràng: ấm áp, lạnh giá và hai mùa chuyển tiếp. Biên độ nhiệt độ hàng năm tăng theo vĩ độ tăng, cũng như theo khoảng cách với Đại dương: trên bờ biển 10 °, cách xa Đại dương - lên đến 60 ° và hơn thế nữa (ở Yakutsk - -62,5 °). Nhiệt độ trong mùa lạnh là âm.
Phân bố nhiệt độ không khí ở bề mặt bên dưới.
Nếu bề mặt trái đất đồng nhất, bầu khí quyển và thủy quyển đứng yên, thì sự phân bố nhiệt trên bề mặt Trái đất sẽ chỉ được xác định bởi dòng bức xạ mặt trời, và nhiệt độ không khí sẽ giảm dần từ xích đạo đến các cực, còn giống nhau ở mỗi song song (nhiệt độ mặt trời). Thật vậy, nhiệt độ không khí trung bình hàng năm được xác định bởi sự cân bằng nhiệt và phụ thuộc vào bản chất của bề mặt bên dưới và sự trao đổi nhiệt liên tục giữa các chiều dọc được thực hiện bằng cách di chuyển không khí và nước của Đại dương, và do đó khác biệt đáng kể so với Mặt trời.
Nhiệt độ không khí trung bình hàng năm thực tế gần bề mặt trái đất ở vĩ độ thấp thấp hơn, và ở vĩ độ cao, ngược lại, chúng cao hơn nhiệt độ mặt trời. Ở Nam bán cầu, nhiệt độ trung bình thực tế hàng năm ở tất cả các vĩ độ đều thấp hơn ở phía Bắc. Nhiệt độ không khí trung bình gần bề mặt trái đất ở Bắc bán cầu vào tháng Giêng là + 8 ° C, vào tháng Bảy là + 22 ° C; ở phía Nam - + 10 ° C vào tháng Bảy, + 17 ° C vào tháng Giêng. Nhiệt độ không khí trung bình trong năm trên bề mặt trái đất nói chung là +14 ° C.
Nếu chúng ta đánh dấu nhiệt độ trung bình hàng năm hoặc hàng tháng cao nhất trên các kinh tuyến khác nhau và kết nối chúng, chúng ta sẽ có một đường nhiệt tối đa, thường được gọi là xích đạo nhiệt. Có lẽ đúng hơn nếu coi vĩ tuyến (vòng vĩ tuyến) có nhiệt độ trung bình bình thường cao nhất trong năm hoặc bất kỳ tháng nào là xích đạo nhiệt. Đường xích đạo nhiệt không trùng với đường xích đạo địa lý và bị “dịch chuyển” lên phía Bắc. Trong năm nó chuyển động từ 20 ° N. sh. (vào tháng Bảy) đến 0 ° (vào tháng Giêng). Có một số lý do giải thích cho sự dịch chuyển của xích đạo nhiệt về phía bắc: ưu thế của đất liền ở vĩ độ nhiệt đới của bán cầu bắc, cực lạnh Nam Cực, và có lẽ, thời gian của các vấn đề mùa hè (mùa hè ở bán cầu nam ngắn hơn ).
Các đai nhiệt.
Các đẳng nhiệt được đưa ra ngoài ranh giới của các vành đai nhiệt (nhiệt độ). Có bảy vùng nhiệt:
thắt lưng nóng, nằm giữa đường đẳng nhiệt hàng năm + 20 ° của bán cầu Bắc và Nam; hai đới ôn hòa, được giới hạn từ phía bên của xích đạo bởi đường đẳng nhiệt hàng năm + 20 °, từ các cực bởi đường đẳng nhiệt + 10 ° của tháng ấm nhất;
Hai thắt lưng lạnh, nằm giữa đường đẳng nhiệt + 10 ° và và tháng ấm nhất;
Hai đai băng giá nằm gần các cực và bị giới hạn bởi đường đẳng nhiệt 0 ° của tháng ấm nhất. Ở bán cầu bắc, đây là Greenland và không gian gần cực bắc, ở bán cầu nam - khu vực bên trong vĩ tuyến 60 ° S. sh.
Các đới nhiệt độ là cơ sở của các đới khí hậu. Trong mỗi vành đai, có thể quan sát thấy sự thay đổi lớn về nhiệt độ tùy thuộc vào bề mặt bên dưới. Trên đất liền, ảnh hưởng của việc giảm nhiệt độ là rất lớn. Sự thay đổi nhiệt độ theo độ cao cứ 100 m là không giống nhau ở các vùng nhiệt độ khác nhau. Độ dốc thẳng đứng ở lớp km dưới của tầng đối lưu thay đổi từ 0 ° trên bề mặt băng ở Nam Cực đến 0,8 ° vào mùa hè trên các sa mạc nhiệt đới. Do đó, phương pháp đưa nhiệt độ lên mực nước biển bằng cách sử dụng độ dốc trung bình (6 ° / 100 m) đôi khi có thể dẫn đến sai số tổng thể. Sự thay đổi nhiệt độ theo độ cao là nguyên nhân của sự phân hóa khí hậu theo chiều thẳng đứng.
Chế độ nhiệt của bề mặt trái đất. Bức xạ mặt trời đến Trái đất chủ yếu làm nóng bề mặt của nó. Do đó, trạng thái nhiệt của bề mặt trái đất là nguồn chính để sưởi ấm và làm mát các lớp bên dưới của khí quyển.
Các điều kiện để làm nóng bề mặt trái đất phụ thuộc vào các tính chất vật lý của nó. Trước hết, có sự khác biệt rõ rệt về độ nóng của bề mặt đất và nước. Trên cạn, nhiệt lan truyền theo chiều sâu chủ yếu bằng sự dẫn nhiệt phân tử kém hiệu quả. Về vấn đề này, sự dao động nhiệt độ hàng ngày trên bề mặt đất chỉ kéo dài đến độ sâu 1 m, và hàng năm - lên đến 10-20 m. Trong bề mặt nước, nhiệt độ lan truyền theo chiều sâu chủ yếu bằng cách trộn lẫn các khối nước; độ dẫn nhiệt phân tử không đáng kể. Ngoài ra, sự xâm nhập sâu hơn của bức xạ vào nước cũng đóng một vai trò ở đây, cũng như nhiệt dung của nước cao hơn so với đất liền. Do đó, sự dao động nhiệt độ hàng ngày và hàng năm lan truyền trong nước đến độ sâu lớn hơn trên cạn: hàng ngày - hàng chục mét, hàng năm - hàng trăm mét. Kết quả là, nhiệt ra vào bề mặt trái đất được phân bố ở một lớp đất mỏng hơn bề mặt nước. Điều này có nghĩa là sự dao động nhiệt độ hàng ngày và hàng năm trên bề mặt đất phải lớn hơn nhiều so với bề mặt nước. Vì không khí được đốt nóng từ bề mặt trái đất nên với cùng một giá trị bức xạ mặt trời vào mùa hè và ban ngày, nhiệt độ không khí trên đất liền sẽ cao hơn trên biển, ngược lại vào mùa đông và ban đêm.
Sự không đồng nhất của bề mặt đất cũng ảnh hưởng đến các điều kiện phát nhiệt của nó. Thực vật vào ban ngày ngăn cản sự nóng lên mạnh mẽ của đất, và vào ban đêm làm giảm sự nguội lạnh của đất. Lớp phủ tuyết bảo vệ đất khỏi bị mất nhiệt quá nhiều vào mùa đông. Do đó, biên độ nhiệt độ ban ngày của thảm thực vật sẽ giảm xuống. Tác động tổng hợp của lớp phủ thực vật vào mùa hè và lớp phủ của tuyết vào mùa đông làm giảm biên độ nhiệt hàng năm so với bề mặt trần.
Các giới hạn tới hạn của dao động nhiệt độ bề mặt đất như sau. Ở các sa mạc của vùng cận nhiệt đới, nhiệt độ có thể tăng lên đến + 80 °, trên bề mặt tuyết của Nam Cực có thể giảm xuống -90 °.
Trên mặt nước, các thời điểm xuất hiện nhiệt độ cực đại và cực tiểu trong quá trình hàng ngày và hàng năm được dịch chuyển so với trên cạn. Mức tối đa hàng ngày xảy ra vào khoảng 15-16 giờ,ít nhất 2-3 giờ sau khi mặt trời mọc. Nhiệt độ tối đa hàng năm của bề mặt đại dương xảy ra ở Bắc bán cầu vào tháng Tám, mức tối thiểu hàng năm - vào tháng Hai. Nhiệt độ tối đa quan trắc được của bề mặt đại dương khoảng 27 °, bề mặt của các lưu vực nước nội địa là 45 °; nhiệt độ tối thiểu lần lượt là -2 và -13 °.
Chế độ nhiệt của khí quyển.Sự thay đổi nhiệt độ không khí được xác định bởi một số lý do: bức xạ mặt trời và mặt đất, dẫn nhiệt phân tử, bay hơi và ngưng tụ hơi nước, thay đổi đoạn nhiệt và truyền nhiệt với khối khí.
Đối với các lớp thấp hơn của khí quyển, việc hấp thụ trực tiếp bức xạ mặt trời là ít quan trọng; sự hấp thụ bức xạ sóng dài trên mặt đất của chúng có ý nghĩa hơn nhiều. Tính dẫn nhiệt phân tử làm nóng không khí ngay sát bề mặt trái đất. Khi nước bay hơi, nhiệt được thải ra và do đó không khí được làm mát; khi hơi nước ngưng tụ, nhiệt được giải phóng và không khí nóng lên.
có ảnh hưởng lớn đến sự phân bố nhiệt độ không khí thay đổi đoạn nhiệt cô ấy, tức là sự thay đổi nhiệt độ mà không có sự trao đổi nhiệt với không khí xung quanh. Khí bốc lên nở ra; công việc được sử dụng vào sự giãn nở, dẫn đến giảm nhiệt độ. Khi hạ thấp không khí, quá trình ngược lại xảy ra. Không khí khô hoặc không bão hòa sẽ nguội theo đoạn nhiệt sau mỗi 100 m nâng lên 1 °. Không khí bão hòa với hơi nước nguội đi một lượng nhỏ hơn (trung bình là 0,6 trên 100 m tăng), vì trong trường hợp này xảy ra sự ngưng tụ hơi nước, kèm theo đó là sự tỏa nhiệt.
Sự truyền nhiệt cùng với khối khí có ảnh hưởng đặc biệt lớn đến chế độ nhiệt của khí quyển. Kết quả của sự hoàn lưu chung của khí quyển, chuyển động cả theo chiều dọc và chiều ngang của các khối khí luôn xảy ra, chiếm toàn bộ độ dày của tầng đối lưu và thâm nhập thậm chí vào tầng bình lưu thấp hơn. Đầu tiên được gọi là đối lưu thứ hai - đối diện.Đây là những quá trình chính xác định sự phân bố thực tế của nhiệt độ không khí trên đất liền và bề mặt biển và ở các độ cao khác nhau. Quá trình đoạn nhiệt chỉ là hệ quả vật lý của sự thay đổi nhiệt độ trong không khí chuyển động theo quy luật hoàn lưu của khí quyển. Vai trò của sự truyền nhiệt cùng với khối lượng không khí có thể được đánh giá bằng thực tế rằng nhiệt lượng mà không khí nhận được do đối lưu lớn hơn 4.000 lần nhiệt lượng nhận được do bức xạ từ bề mặt trái đất và 500.000 lần
hơn nhiệt lượng tỏa ra do dẫn nhiệt phân tử. Dựa trên phương trình trạng thái của các chất khí, nhiệt độ sẽ giảm dần theo độ cao. Tuy nhiên, trong điều kiện sưởi ấm và làm mát không khí đặc biệt, nhiệt độ có thể tăng lên theo độ cao. Hiện tượng như vậy được gọi là sự nghịch đảo nhiệt độ. Sự đảo ngược xảy ra khi bề mặt trái đất bị làm lạnh mạnh do kết quả của bức xạ, khi dòng khí lạnh đi vào chỗ lõm, khi không khí di chuyển xuống trong bầu khí quyển tự do, tức là trên mức ma sát. Sự nghịch đảo nhiệt độ đóng một vai trò lớn trong hoàn lưu khí quyển và ảnh hưởng đến thời tiết và khí hậu. Quá trình hàng ngày và hàng năm của nhiệt độ không khí phụ thuộc vào quá trình bức xạ mặt trời. Tuy nhiên, sự bắt đầu của nhiệt độ tối đa và tối thiểu bị trì hoãn so với mức tối đa và tối thiểu của bức xạ mặt trời. Sau buổi trưa, luồng nhiệt từ Mặt trời bắt đầu giảm xuống, nhưng nhiệt độ không khí tiếp tục tăng trong một thời gian, vì sự giảm bức xạ mặt trời được bổ sung bằng bức xạ nhiệt từ bề mặt trái đất. Vào ban đêm, sự giảm nhiệt độ tiếp tục cho đến khi mặt trời mọc do bức xạ nhiệt trên mặt đất (Hình 11). Một mô hình tương tự áp dụng cho sự thay đổi nhiệt độ hàng năm. Biên độ dao động của nhiệt độ không khí nhỏ hơn bề mặt trái đất, và với khoảng cách từ bề mặt, biên độ dao động tự nhiên giảm, và thời điểm nhiệt độ cực đại và cực tiểu ngày càng muộn. Độ lớn của dao động nhiệt độ ngày giảm khi tăng vĩ độ và khi tăng mây và lượng mưa. Trên mặt nước, biên độ dao động nhỏ hơn nhiều so với trên cạn.
Nếu bề mặt trái đất đồng nhất, bầu khí quyển và thủy quyển đứng yên, thì sự phân bố nhiệt trên bề mặt sẽ chỉ được xác định bởi dòng bức xạ mặt trời, và nhiệt độ không khí sẽ giảm dần từ xích đạo đến các cực, còn giống nhau trên mỗi song song. Nhiệt độ này được gọi là mặt trời.
Nhiệt độ thực tế phụ thuộc vào bản chất của bề mặt và trao đổi nhiệt giữa các chiều dọc và khác biệt đáng kể so với nhiệt độ mặt trời. Nhiệt độ trung bình hàng năm ở các vĩ độ khác nhau theo độ được thể hiện trong Bảng. một.
Biểu diễn trực quan về sự phân bố nhiệt độ không khí trên bề mặt trái đất được thể hiện bằng bản đồ các đường đẳng nhiệt - các đường nối các điểm có cùng nhiệt độ (Hình 12, 13).
Như có thể thấy từ các bản đồ, các đường đẳng nhiệt lệch rất mạnh so với các phương ngang, điều này được giải thích bởi một số lý do: sự nóng lên không đồng đều của đất liền và biển, sự hiện diện của các dòng biển ấm và lạnh, ảnh hưởng của hoàn lưu chung của khí quyển ( ví dụ, vận chuyển theo hướng Tây ở các vĩ độ ôn đới), ảnh hưởng của sự giảm nhẹ (tác động của rào cản đối với không khí chuyển động của các hệ thống núi, sự tích tụ của không khí lạnh trong các lưu vực liên núi, v.v.), cường độ của albedo (ví dụ, albedo lớn bề mặt băng tuyết của Nam Cực và Greenland).
Nhiệt độ không khí tối đa tuyệt đối trên Trái đất được quan sát thấy ở Châu Phi (Tripoli) - khoảng + 58 °. Mức tối thiểu tuyệt đối được ghi nhận ở Nam Cực (-88 °).
Dựa vào sự phân bố các đường đẳng nhiệt, người ta phân biệt các vành đai nhiệt trên bề mặt trái đất. Các vùng nhiệt đới và các vòng tròn cực, giới hạn các vành đai có sự thay đổi rõ rệt về chế độ chiếu sáng (xem Chương 1), trong ước tính đầu tiên, là ranh giới của sự thay đổi chế độ nhiệt. Vì nhiệt độ không khí thực tế khác với nhiệt độ mặt trời, các đường đẳng nhiệt đặc trưng được coi là vùng nhiệt. Các đường đẳng nhiệt đó là: 20 ° hàng năm (biên giới của các mùa rõ rệt trong năm và biên độ nhiệt độ nhỏ), tháng ấm nhất 10 ° (ranh giới phân bố rừng) và tháng ấm nhất 0 ° (biên giới của băng giá vĩnh cửu).
Giữa đường đẳng nhiệt hàng năm 20 ° của cả hai bán cầu có một đới nóng, giữa đường đẳng nhiệt hàng năm 20 ° và đường đẳng nhiệt của
Lượt xem bài viết: 873
Đất là một thành phần của hệ thống khí hậu, là nơi tích tụ nhiệt năng lượng mặt trời tích cực nhất vào bề mặt trái đất.
Quá trình hàng ngày của nhiệt độ bề mặt bên dưới có một cực đại và một cực tiểu. Cực tiểu xảy ra vào khoảng thời gian mặt trời mọc, cực đại xảy ra vào buổi chiều. Pha của chu kỳ ngày và biên độ ngày của nó phụ thuộc vào mùa, trạng thái của bề mặt bên dưới, lượng và lượng mưa, cũng như vị trí của các trạm, loại đất và thành phần cơ giới của nó.
Theo thành phần cơ giới, đất được chia thành cát, cát và mùn, khác nhau về nhiệt dung, khả năng khuếch tán nhiệt và tính chất di truyền (đặc biệt là về màu sắc). Đất sẫm màu hấp thụ nhiều bức xạ mặt trời hơn và do đó nóng lên nhiều hơn đất sáng màu. Đất thịt pha cát và cát pha, có đặc điểm là nhỏ hơn, ấm hơn đất mùn.
Quá trình hàng năm của nhiệt độ bề mặt bên dưới cho thấy một chu kỳ đơn giản với mức tối thiểu vào mùa đông và cực đại vào mùa hè. Trong hầu hết lãnh thổ của Nga, nhiệt độ đất cao nhất được quan sát thấy vào tháng Bảy, ở Viễn Đông trên dải ven biển của Biển Okhotsk, và - vào tháng Bảy - tháng Tám, ở phía nam Primorsky Krai - vào tháng Tám .
Nhiệt độ tối đa của bề mặt bên dưới trong hầu hết thời gian trong năm đặc trưng cho trạng thái nhiệt cực đoan của đất, và chỉ cho những tháng lạnh nhất - bề mặt.
Các điều kiện thời tiết thuận lợi cho bề mặt bên dưới đạt nhiệt độ tối đa là: trời nhiều mây, khi dòng bức xạ mặt trời là cực đại; tốc độ gió thấp hoặc lặng gió, vì tốc độ gió tăng lên sẽ làm tăng sự bốc hơi ẩm từ đất; một lượng nhỏ lượng mưa, vì đất khô được đặc trưng bởi nhiệt thấp hơn và sự khuếch tán nhiệt. Ngoài ra, trong đất khô ít tiêu thụ nhiệt cho quá trình bay hơi. Do đó, cực đại nhiệt độ tuyệt đối thường được quan sát vào những ngày nắng rõ nhất trên đất khô và thường là vào các giờ buổi chiều.
Sự phân bố địa lý của các giá trị trung bình từ các giá trị cực đại hàng năm tuyệt đối của nhiệt độ bề mặt bên dưới tương tự như sự phân bố các đường đẳng nhiệt của nhiệt độ trung bình hàng tháng của bề mặt đất trong các tháng mùa hè. Đường đẳng nhiệt chủ yếu nằm ở vĩ độ. Ảnh hưởng của biển đối với nhiệt độ của bề mặt đất được thể hiện trong thực tế là ở bờ biển phía tây Nhật Bản và, trên Sakhalin và Kamchatka, hướng vĩ độ của các đường đẳng áp bị xáo trộn và trở nên gần với đường kinh tuyến (lặp lại các phác thảo của đường bờ biển). Ở phần châu Âu của Nga, các giá trị trung bình của cực đại tuyệt đối hàng năm của nhiệt độ bề mặt bên dưới thay đổi từ 30–35 ° C trên bờ biển phía bắc đến 60–62 ° C ở phía nam Rostov Khu vực, trong Lãnh thổ Krasnodar và Stavropol, tại Cộng hòa Kalmykia và Cộng hòa Dagestan. Trong khu vực, trung bình của nhiệt độ bề mặt đất tối đa tuyệt đối hàng năm thấp hơn 3–5 ° C so với các khu vực bằng phẳng gần đó, điều này có liên quan đến ảnh hưởng của độ cao đối với sự gia tăng lượng mưa trong khu vực và độ ẩm của đất. Các vùng lãnh thổ đồng bằng, bị đóng bởi các ngọn đồi do gió thịnh hành, được đặc trưng bởi lượng mưa giảm và tốc độ gió thấp hơn, và do đó, các giá trị nhiệt độ khắc nghiệt của bề mặt đất tăng lên.
Nhiệt độ khắc nghiệt tăng nhanh nhất từ bắc xuống nam xảy ra ở vùng chuyển tiếp từ rừng và đới sang đới, có liên quan đến sự giảm lượng mưa ở vùng thảo nguyên và với sự thay đổi thành phần đất. Ở miền Nam, với mức độ ẩm trong đất nói chung là thấp, những thay đổi tương tự về độ ẩm của đất tương ứng với sự khác biệt đáng kể hơn về nhiệt độ của các loại đất khác nhau về thành phần cơ giới.
Ngoài ra còn có sự giảm mạnh trung bình của nhiệt độ tối đa tuyệt đối hàng năm của bề mặt cơ bản từ nam lên bắc ở các vùng phía bắc của phần châu Âu của Nga, trong quá trình chuyển đổi từ vùng rừng sang vùng và lãnh nguyên - các khu vực của độ ẩm quá mức. Các khu vực phía bắc của phần châu Âu của Nga, do hoạt động của xoáy thuận tích cực, trong số những thứ khác, khác với các khu vực phía nam là lượng mây tăng lên, làm giảm mạnh sự xuất hiện của bức xạ mặt trời tới bề mặt trái đất.
Ở phần châu Á của Nga, cực đại tuyệt đối trung bình thấp nhất xảy ra trên các đảo và ở phía bắc (12–19 ° C). Khi chúng ta di chuyển về phía nam, nhiệt độ khắc nghiệt tăng lên, và ở phía bắc của các khu vực châu Âu và châu Á của Nga, sự gia tăng này xảy ra mạnh hơn so với phần còn lại của lãnh thổ. Ở những khu vực có lượng mưa tối thiểu (ví dụ, khu vực giữa sông Lena và sông Aldan), các vùng nhiệt độ khắc nghiệt tăng lên được phân biệt. Vì các khu vực rất phức tạp, nhiệt độ khắc nghiệt của bề mặt đất đối với các trạm nằm ở các hình thức giải tỏa khác nhau (miền núi, lưu vực, vùng đất thấp, thung lũng của các con sông lớn ở Siberi) khác nhau rất nhiều. Giá trị trung bình của cực đại tuyệt đối hàng năm của nhiệt độ bề mặt bên dưới đạt giá trị cao nhất ở phía nam của phần châu Á của Nga (ngoại trừ các khu vực ven biển). Ở phía nam của Primorsky Krai, trung bình của cực đại tuyệt đối hàng năm thấp hơn so với các vùng lục địa nằm ở cùng vĩ độ. Ở đây giá trị của chúng đạt 55–59 ° С.
Nhiệt độ tối thiểu của bề mặt bên dưới cũng được quan sát trong các điều kiện khá cụ thể: vào những đêm lạnh nhất, vào những giờ gần mặt trời mọc, trong các điều kiện thời tiết chống tuần hoàn, khi lượng mây thấp tạo ra bức xạ hiệu quả tối đa.
Sự phân bố của đường đẳng nhiệt trung bình từ cực tiểu năm tuyệt đối của nhiệt độ bề mặt bên dưới tương tự như sự phân bố của đường đẳng nhiệt của nhiệt độ không khí tối thiểu. Ở hầu hết lãnh thổ của Nga, ngoại trừ các khu vực phía nam và phía bắc, các đường đẳng nhiệt trung bình của nhiệt độ tối thiểu hàng năm tuyệt đối của bề mặt bên dưới theo hướng kinh tuyến (giảm dần từ tây sang đông). Ở phần châu Âu của Nga, nhiệt độ trung bình hàng năm tối thiểu tuyệt đối của bề mặt bên dưới thay đổi từ -25 ° C ở các vùng phía tây và phía nam đến -40 ... -45 ° C ở phía đông và đặc biệt là các vùng đông bắc (Timan Ridge và lãnh nguyên Bolshezemelskaya). Giá trị trung bình cao nhất của cực tiểu nhiệt độ tuyệt đối hàng năm (–16… –17 ° C) xảy ra trên bờ Biển Đen. Ở hầu hết các khu vực châu Á của Nga, mức trung bình của mức tối thiểu tuyệt đối hàng năm thay đổi trong khoảng -45 ... -55 ° С. Sự phân bố nhiệt độ không đáng kể và khá đồng đều như vậy trên một lãnh thổ rộng lớn có liên quan đến sự đồng nhất của các điều kiện hình thành nhiệt độ tối thiểu ở các khu vực chịu ảnh hưởng của Siberi.
Ở các khu vực Đông Siberia có mức độ giảm nhẹ phức tạp, đặc biệt là ở Cộng hòa Sakha (Yakutia), cùng với các yếu tố bức xạ, các đặc điểm cứu trợ có ảnh hưởng đáng kể đến việc giảm nhiệt độ tối thiểu. Ở đây, trong điều kiện khó khăn của một đất nước miền núi trũng và trũng, điều kiện đặc biệt thuận lợi được tạo ra để làm mát bề mặt bên dưới. Cộng hòa Sakha (Yakutia) có giá trị trung bình thấp nhất của mức tối thiểu tuyệt đối hàng năm của nhiệt độ bề mặt cơ bản ở Nga (lên tới –57… –60 ° С).
Trên bờ biển Bắc Cực, do sự phát triển của hoạt động xoáy thuận mùa đông tích cực, nhiệt độ tối thiểu cao hơn trong nội địa. Các đường đẳng nhiệt có hướng gần như vĩ độ, và sự giảm trung bình của cực tiểu năm tuyệt đối từ bắc xuống nam diễn ra khá nhanh.
Trên bờ biển, các đường đẳng nhiệt lặp lại đường viền của các bờ biển. Ảnh hưởng của cực tiểu Aleutian được thể hiện ở sự gia tăng mức trung bình của cực tiểu tuyệt đối hàng năm ở vùng ven biển so với các khu vực nội địa, đặc biệt là trên bờ biển phía nam của Primorsky Krai và trên Sakhalin. Mức trung bình của mức tối thiểu tuyệt đối hàng năm ở đây là –25… –30 ° C.
Sự đóng băng của đất phụ thuộc vào độ lớn của nhiệt độ không khí âm trong mùa lạnh. Yếu tố quan trọng nhất ngăn cản sự đóng băng của đất là sự hiện diện của lớp tuyết phủ. Các đặc điểm của nó như thời gian hình thành, sức mạnh, thời gian xuất hiện quyết định độ sâu đóng băng của đất. Việc hình thành lớp phủ tuyết muộn góp phần làm cho đất bị đóng băng nhiều hơn, vì trong nửa đầu mùa đông, cường độ đóng băng của đất là lớn nhất và ngược lại, lớp phủ tuyết hình thành sớm sẽ ngăn cản sự đóng băng đáng kể của đất. Ảnh hưởng của độ dày của lớp tuyết phủ rõ rệt nhất ở những khu vực có nhiệt độ không khí thấp.
Ở cùng độ sâu đóng băng phụ thuộc vào loại đất, thành phần cơ giới và độ ẩm.
Ví dụ, ở các vùng phía bắc của Tây Siberia, với lớp tuyết phủ dày và thấp, độ sâu đóng băng của đất ít hơn so với các vùng phía nam và ấm hơn với diện tích nhỏ. Một bức tranh kỳ lạ diễn ra ở những khu vực có lớp tuyết phủ không ổn định (khu vực phía nam của phần châu Âu của Nga), nơi nó có thể góp phần làm tăng độ sâu của sự đóng băng của đất. Điều này là do thực tế là với sự thay đổi thường xuyên của băng giá và tan băng, một lớp vỏ băng được hình thành trên bề mặt của một lớp tuyết phủ mỏng, hệ số dẫn nhiệt của hệ số này lớn hơn nhiều lần so với hệ số dẫn nhiệt của tuyết và nước. Đất khi có lớp vỏ như vậy sẽ nguội đi và đóng băng nhanh hơn nhiều. Sự hiện diện của lớp phủ thực vật góp phần làm giảm độ sâu của sự đóng băng của đất, vì nó giữ lại và tích tụ tuyết.
bảng điểm
1 CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA ĐỊA ĐIỂM VÀ BỀ MẶT TRÁI ĐẤT
2 Cân bằng nhiệt của bề mặt trái đất Tổng bức xạ và bức xạ ngược của khí quyển đi vào bề mặt trái đất. Chúng được hấp thụ bởi bề mặt, tức là, chúng đi đến làm nóng các lớp trên của đất và nước. Đồng thời, bề mặt trái đất tự tỏa nhiệt và mất nhiệt trong quá trình này.
3 Bề mặt trái đất (bề mặt hoạt động, bề mặt bên dưới), tức là bề mặt của đất hoặc nước (thảm thực vật, tuyết, lớp phủ băng), liên tục nhận và mất nhiệt theo nhiều cách khác nhau. Thông qua bề mặt trái đất, nhiệt được truyền lên bầu khí quyển và truyền xuống đất hoặc nước. Trong bất kỳ khoảng thời gian nào, cùng một lượng nhiệt đi lên và đi xuống từ bề mặt trái đất khi nó nhận được từ bên trên và bên dưới trong thời gian này. Nếu ngược lại, định luật bảo toàn năng lượng sẽ không được thực hiện: cần phải giả định rằng năng lượng sinh ra hoặc biến mất trên bề mặt trái đất. Tổng đại số của tất cả các luồng nhiệt vào và ra trên bề mặt trái đất phải bằng không. Điều này được biểu thị bằng phương trình cân bằng nhiệt của bề mặt trái đất.
4 phương trình cân bằng nhiệt Để viết phương trình cân bằng nhiệt, trước hết ta kết hợp bức xạ hấp thụ Q (1-A) và bức xạ hiệu dụng Eef = Ez - Ea thành một cân bằng bức xạ: B = S + D R + Ea Ez hoặc B = Q (1 - A) - Eef
5 Cân bằng bức xạ của bề mặt trái đất - Đây là sự khác biệt giữa bức xạ hấp thụ (tổng bức xạ trừ phản xạ) và bức xạ hiệu dụng (bức xạ bề mặt trái đất trừ đi phản xạ) B = S + D R + Ea Ez B = Q (1-A) - Eef 0 Do đó V = - Eeff
6 1) Nhiệt từ không khí đến hoặc tỏa nhiệt vào không khí do dẫn nhiệt, ta ký hiệu là P 2) Thu nhập hoặc tiêu dùng như nhau do trao đổi nhiệt với các lớp đất hoặc nước sâu hơn, ta sẽ gọi là A. 3) Phần hao hụt của nhiệt trong quá trình bay hơi hoặc đến trong quá trình ngưng tụ trên bề mặt trái đất, chúng tôi ký hiệu LE trong đó L là nhiệt riêng của hóa hơi và E là bay hơi / ngưng tụ (khối lượng nước). Khi đó phương trình cân bằng nhiệt của bề mặt trái đất sẽ được viết như sau: B \ u003d P + A + LE Phương trình cân bằng nhiệt dùng để chỉ diện tích đơn vị của bề mặt hoạt động Tất cả các thành phần của nó là dòng năng lượng. kích thước của W / m 2
7, ý nghĩa của phương trình là cân bằng bức xạ trên bề mặt trái đất là cân bằng truyền nhiệt không bức xạ. Phương trình có giá trị trong bất kỳ khoảng thời gian nào, kể cả trong nhiều năm.
8 Các thành phần của cân bằng nhiệt của hệ thống khí quyển Trái đất Nhận từ mặt trời Do bề mặt trái đất phóng ra
9 Các phương án cân bằng nhiệt Q Cân bằng bức xạ LE Tổn thất nhiệt do bay hơi H Thông lượng nhiệt hỗn loạn từ (vào) khí quyển từ bề mặt bên dưới G - thông lượng nhiệt vào (từ) độ sâu của đất
10 Đến và tiêu thụ B = Q (1-A) -Eef B = P + A + LE Q (1-A) - Dòng bức xạ mặt trời, phản xạ một phần, xuyên sâu vào lớp hoạt động đến các độ sâu khác nhau và luôn làm nóng nó Bức xạ hiệu quả thường làm mát bề mặt Eeff Bốc hơi cũng luôn làm mát bề mặt LE Dòng nhiệt vào khí quyển Р làm mát bề mặt vào ban ngày khi nó nóng hơn không khí, nhưng làm ấm nó vào ban đêm khi bầu khí quyển ấm hơn bề mặt trái đất . Dòng nhiệt vào đất A, ban ngày loại bỏ nhiệt thừa (làm nguội bề mặt), nhưng ban đêm lại mang nhiệt còn thiếu từ sâu xuống.
11 Nhiệt độ trung bình năm của bề mặt trái đất và của lớp hoạt động ít thay đổi theo năm Từ ngày này sang ngày khác và từ năm này sang năm khác, nhiệt độ trung bình của lớp hoạt động và bề mặt trái đất ít thay đổi ở bất kỳ nơi nào. Điều này có nghĩa là vào ban ngày, hầu như lượng nhiệt đi vào sâu trong đất hoặc nước vào ban ngày khi nó thoát ra vào ban đêm. Tuy nhiên, trong những ngày hè, nhiệt giảm hơn một chút so với bên dưới. Do đó, các lớp đất và nước, và bề mặt của chúng, được làm nóng lên từng ngày. Vào mùa đông, quá trình ngược lại xảy ra. Những thay đổi theo mùa của nhiệt đầu vào và đầu ra trong đất và nước hầu như được cân bằng trong năm, nhiệt độ trung bình hàng năm của bề mặt trái đất và lớp hoạt động thay đổi rất ít từ năm này sang năm khác.
12 Bề mặt bên dưới là bề mặt trái đất tương tác trực tiếp với khí quyển.
13 Bề mặt hoạt động Các kiểu truyền nhiệt của bề mặt hoạt động Đây là bề mặt của đất, thảm thực vật và bất kỳ loại đất và bề mặt đại dương nào khác (nước), có tác dụng hấp thụ và tỏa nhiệt. Nó điều chỉnh chế độ nhiệt của cơ thể và của lớp không khí liền kề (lớp bề mặt)
14 Giá trị gần đúng của các thông số thuộc tính nhiệt của lớp hoạt động của Trái đất Tỷ trọng Kg / m 3 Nhiệt dung J / (kg K) Hệ số dẫn nhiệt W / (m K) không khí 1,02 nước, 63 băng, 5 tuyết , 11 gỗ, 0 cát, 25 đá, 0
15 Làm thế nào trái đất nóng lên: dẫn nhiệt là một trong những loại truyền nhiệt
16 Cơ chế dẫn nhiệt (truyền nhiệt vào sâu bên trong cơ thể) Dẫn nhiệt là một trong những kiểu truyền nhiệt từ bộ phận bị đốt nóng nhiều hơn đến bộ phận bị đốt nóng ít hơn dẫn đến sự cân bằng nhiệt độ. Đồng thời, năng lượng được truyền trong cơ thể từ các hạt (phân tử, nguyên tử, electron) có năng lượng cao hơn sang các hạt có năng lượng thấp hơn. Dòng q tỷ lệ với grad T, nghĩa là, trong đó λ là hệ số dẫn nhiệt, hay đơn giản là độ dẫn nhiệt, không phụ thuộc vào grad T. λ phụ thuộc vào trạng thái tập hợp của chất (xem bảng), cấu trúc nguyên tử và phân tử của nó, nhiệt độ và áp suất, thành phần (trong trường hợp hỗn hợp hoặc dung dịch), v.v. Thông lượng nhiệt vào đất Trong phương trình cân bằng nhiệt, đây là A G T c z
17 Sự truyền nhiệt vào đất tuân theo định luật dẫn nhiệt Fourier (1 và 2) 1) Chu kỳ dao động nhiệt độ không thay đổi theo độ sâu 2) Biên độ dao động giảm dần theo cấp số nhân theo độ sâu
18 Sự lan truyền nhiệt vào đất Tỷ trọng và độ ẩm của đất càng lớn thì nó dẫn nhiệt càng tốt, lan truyền xuống sâu càng nhanh và sự dao động nhiệt độ càng sâu. Nhưng, bất kể loại đất nào, thời kỳ dao động nhiệt độ không thay đổi theo độ sâu. Điều này có nghĩa là không chỉ trên bề mặt, mà còn ở độ sâu, vẫn có một khóa học hàng ngày với khoảng thời gian 24 giờ giữa hai lần cực đại hoặc cực tiểu liên tiếp và một khóa học hàng năm với khoảng thời gian 12 tháng.
19 Sự hình thành nhiệt độ ở lớp đất phía trên (Nhiệt kế quay cho thấy gì) Biên độ dao động giảm dần theo cấp số nhân. Dưới độ sâu nhất định (khoảng cm cm), nhiệt độ hầu như không thay đổi trong ngày.
20 Sự thay đổi hàng ngày và hàng năm của nhiệt độ bề mặt đất Nhiệt độ trên bề mặt đất có sự thay đổi hàng ngày: Mức tối thiểu quan sát được khoảng nửa giờ sau khi mặt trời mọc. Tại thời điểm này, cân bằng bức xạ của bề mặt đất trở nên bằng 0; sự truyền nhiệt từ lớp đất phía trên bằng bức xạ hiệu dụng được cân bằng bởi dòng tổng bức xạ tăng lên. Sự trao đổi nhiệt không tỏa ra lúc này không đáng kể. Sau đó, nhiệt độ trên bề mặt đất tăng lên đến hàng giờ, khi nó đạt mức tối đa trong quá trình hàng ngày. Sau đó, nhiệt độ bắt đầu giảm xuống. Cán cân bức xạ vào buổi chiều vẫn dương; tuy nhiên, vào ban ngày nhiệt được giải phóng từ lớp đất phía trên vào khí quyển không chỉ thông qua bức xạ hiệu quả, mà còn thông qua việc tăng hệ số dẫn nhiệt, cũng như tăng bốc hơi nước. Sự truyền nhiệt vào sâu của đất cũng tiếp tục. Do đó, nhiệt độ trên bề mặt đất xuống thấp từ mấy giờ đến gần sáng.
21 Sự biến đổi hàng ngày của nhiệt độ trong đất ở các độ sâu khác nhau, biên độ dao động giảm dần theo độ sâu. Vì vậy, nếu trên bề mặt biên độ hàng ngày là 30, và ở độ sâu 20 cm - 5, thì ở độ sâu 40 cm, nó sẽ nhỏ hơn 1. Ở độ sâu tương đối nông nào đó, biên độ hàng ngày giảm xuống bằng không. Ở độ sâu này (khoảng cm), một lớp nhiệt độ hàng ngày không đổi bắt đầu. Pavlovsk, tháng Năm. Biên độ dao động nhiệt độ năm giảm dần theo độ sâu theo quy luật tương tự. Tuy nhiên, sự biến động hàng năm lan truyền theo chiều sâu hơn, điều này khá dễ hiểu: có nhiều thời gian hơn cho việc truyền bá của chúng. Biên độ dao động hàng năm giảm xuống 0 ở độ sâu khoảng 30 m ở vĩ độ cực, khoảng 10 m ở vĩ độ trung bình và khoảng 10 m ở vùng nhiệt đới (nơi mà biên độ năm trên bề mặt đất cũng thấp hơn ở vĩ độ trung bình). Ở những độ sâu này bắt đầu xuất hiện một lớp nhiệt độ hàng năm không đổi. Chu kỳ ngày trong đất giảm dần theo biên độ sâu và trễ pha tùy thuộc vào độ ẩm của đất: cực đại xảy ra vào buổi tối trên cạn và vào ban đêm trên mặt nước (cực tiểu xảy ra vào buổi sáng và chiều)
22 Định luật dẫn nhiệt Fourier (3) 3) Độ trễ pha của dao động tăng tuyến tính theo độ sâu. Thời gian bắt đầu của nhiệt độ tối đa thay đổi so với các lớp cao hơn vài giờ (về chiều tối và thậm chí ban đêm)
23 Định luật Fourier thứ tư Độ sâu của các lớp có nhiệt độ hàng ngày và hàng năm không đổi liên quan với nhau dưới dạng căn bậc hai của chu kỳ dao động, tức là 1: 365. Điều này có nghĩa là độ sâu mà tại đó dao động hàng năm phân rã là 19 lớn hơn nhiều lần so với độ sâu nơi dao động trong ngày được giảm bớt. Và định luật này, giống như những định luật còn lại của Fourier, được xác nhận khá rõ ràng bởi các quan sát.
24 Sự hình thành nhiệt độ trong toàn bộ lớp hoạt động của đất (Những gì được thể hiện qua nhiệt kế khí thải) 1. Khoảng thời gian nhiệt độ dao động không thay đổi theo độ sâu 2. Dưới một độ sâu nhất định, nhiệt độ không thay đổi trong năm. 3. Độ sâu lan truyền của dao động hàng năm lớn hơn khoảng 19 lần so với dao động hàng ngày
25 Sự xâm nhập của các dao động nhiệt độ sâu vào đất phù hợp với mô hình dẫn nhiệt
26. Sự biến thiên nhiệt độ trung bình ngày trên bề mặt đất (P) và trong không khí ở độ cao 2 m (V). Pavlovsk, tháng sáu. Nhiệt độ tối đa trên bề mặt đất thường cao hơn trong không khí ở độ cao của phòng khí tượng. Điều này có thể hiểu được: vào ban ngày, bức xạ mặt trời chủ yếu làm nóng đất, và không khí đã nóng lên từ đó.
27 Quá trình hàng năm của nhiệt độ đất Nhiệt độ của bề mặt đất, tất nhiên, cũng thay đổi trong quá trình hàng năm. Ở các vĩ độ nhiệt đới, biên độ năm của nó, tức là, sự chênh lệch về nhiệt độ trung bình dài hạn của những tháng ấm nhất và lạnh nhất trong năm, là nhỏ và tăng theo vĩ độ. Ở bán cầu bắc ở vĩ độ 10 là khoảng 3, ở vĩ độ 30 khoảng 10, ở vĩ độ 50 nó là trung bình khoảng 25.
28 Sự dao động nhiệt độ trong đất giảm dần theo độ sâu về biên độ và độ trễ theo pha, dịch chuyển cực đại sang mùa thu và cực tiểu sang mùa xuân Cực đại và cực tiểu hàng năm bị trì hoãn theo ngày đối với mỗi mét độ sâu. Sự thay đổi hàng năm của nhiệt độ trong đất ở các độ sâu khác nhau từ 3 đến 753 cm ở Kaliningrad. Ở các vĩ độ nhiệt đới, biên độ năm, tức là, chênh lệch nhiệt độ trung bình dài hạn của những tháng ấm nhất và lạnh nhất trong năm, là nhỏ và tăng theo vĩ độ. Ở bán cầu bắc ở vĩ độ 10 là khoảng 3, ở vĩ độ 30 khoảng 10, ở vĩ độ 50 nó là trung bình khoảng 25.
29 Phương pháp đẳng nhiệt Biểu diễn trực quan tất cả các đặc điểm của sự biến đổi nhiệt độ theo thời gian và độ sâu (ở một điểm)
30 Diễn biến hàng ngày của nhiệt độ không khí của lớp bề mặt Nhiệt độ không khí thay đổi trong quá trình hàng ngày theo nhiệt độ bề mặt trái đất. Vì không khí được làm nóng và làm mát từ bề mặt trái đất, biên độ biến thiên nhiệt độ hàng ngày trong phòng khí tượng nhỏ hơn trên bề mặt đất, trung bình khoảng một phần ba. Sự gia tăng nhiệt độ không khí bắt đầu bằng sự gia tăng nhiệt độ đất (15 phút sau) vào buổi sáng, sau khi mặt trời mọc. Trong vài giờ, nhiệt độ của đất, như chúng ta biết, bắt đầu giảm xuống. Trong vài giờ, nó cân bằng với nhiệt độ không khí; từ đó nhiệt độ đất tiếp tục giảm, nhiệt độ không khí cũng bắt đầu giảm. Do đó, nhiệt độ tối thiểu trong quá trình hàng ngày của nhiệt độ không khí gần bề mặt trái đất rơi vào thời điểm ngay sau khi mặt trời mọc và cực đại vào giờ.
32 Sự khác nhau về chế độ nhiệt của đất và các khối nước Có sự khác biệt rõ rệt về đặc tính phát nhiệt và nhiệt của các lớp đất bề mặt và các lớp trên của các khối nước. Trong đất, nhiệt được phân phối theo phương thẳng đứng bằng cách dẫn nhiệt phân tử, và trong nước chuyển động nhẹ cũng do sự trộn lẫn hỗn loạn của các lớp nước, hiệu quả hơn nhiều. Sự hỗn loạn trong các thủy vực chủ yếu là do sóng và dòng chảy. Nhưng vào ban đêm và vào mùa lạnh, đối lưu nhiệt cũng tham gia vào loại nhiễu loạn này: nước làm lạnh trên bề mặt chìm xuống do mật độ tăng và được thay thế bằng nước ấm hơn từ các lớp bên dưới.
33 Đặc điểm của nhiệt độ của các vùng nước liên quan đến hệ số lớn của truyền nhiệt hỗn loạn Biến động hàng ngày và hàng năm trong nước xâm nhập vào độ sâu lớn hơn nhiều so với trong đất Biên độ nhiệt độ nhỏ hơn nhiều và gần như giống nhau trong UML của hồ và biển Thông lượng nhiệt trong lớp nước hoạt động nhiều lần trong đất
34 Biến động hàng ngày và hàng năm Kết quả là, sự dao động hàng ngày của nhiệt độ nước kéo dài đến độ sâu khoảng hàng chục mét và trong đất đến dưới một mét. Sự dao động hàng năm của nhiệt độ trong nước kéo dài đến độ sâu hàng trăm mét và trong đất chỉ đến m. Vì vậy, nhiệt truyền lên bề mặt nước vào ban ngày và mùa hè xâm nhập đến một độ sâu đáng kể và làm nóng lên một bề dày lớn của nước. Nhiệt độ của lớp trên và bề mặt của nước tăng lên rất ít trong cùng một thời điểm. Trong đất, nhiệt lượng truyền vào được phân bố ở một lớp mỏng phía trên, do đó, nhiệt lượng này bị đốt nóng mạnh. Trao đổi nhiệt với các lớp sâu hơn trong phương trình cân bằng nhiệt "A" đối với nước lớn hơn nhiều so với đất, và thông lượng nhiệt vào khí quyển "P" (nhiễu loạn) tương ứng ít hơn. Vào ban đêm và vào mùa đông, nước mất nhiệt từ lớp bề mặt mà thay vào đó là nhiệt tích lũy từ các lớp bên dưới. Do đó, nhiệt độ ở bề mặt của nước giảm từ từ. Trên bề mặt đất, nhiệt độ giảm nhanh trong quá trình tỏa nhiệt: nhiệt tích tụ ở lớp mỏng bên trên nhanh chóng rời khỏi nó mà không được bổ sung từ bên dưới.
35 Bản đồ truyền nhiệt hỗn loạn của khí quyển và bề mặt bên dưới đã thu được
36 Trong các đại dương và biển, sự bốc hơi cũng đóng một vai trò trong việc trộn các lớp và sự truyền nhiệt liên quan. Với sự bốc hơi đáng kể từ bề mặt biển, lớp nước trên trở nên mặn và đặc hơn, do đó nước chìm từ bề mặt xuống sâu. Ngoài ra, bức xạ xâm nhập sâu hơn vào nước so với đất. Cuối cùng, nhiệt dung của nước lớn hơn so với đất, và cùng một lượng nhiệt làm nóng một khối nước đến nhiệt độ thấp hơn nhiệt độ tương tự của đất. NĂNG SUẤT NHIỆT - Là lượng nhiệt mà cơ thể hấp thụ khi nóng lên 1 độ (độ C) hoặc tỏa ra khi nguội đi 1 độ (độ C) hoặc khả năng tích tụ nhiệt năng của vật liệu.
37 Do những khác biệt này trong sự phân bố nhiệt: 1. trong mùa ấm, nước tích tụ một lượng nhiệt lớn trong một lớp nước đủ dày, được thải vào khí quyển trong mùa lạnh. 2. Trong mùa ấm, đất tỏa ra hầu hết nhiệt vào ban đêm và tích lũy ít nhiệt vào mùa đông. Kết quả của những khác biệt này là nhiệt độ không khí trên biển thấp hơn vào mùa hè và cao hơn vào mùa đông so với trên đất liền. Ở các vĩ độ trung bình, trong nửa năm ấm áp, 1,5-3 kcal nhiệt được tích lũy trong đất trên mỗi cm vuông bề mặt. Trong thời tiết lạnh, đất tỏa ra nhiệt này cho khí quyển. Giá trị ± 1,5 3 kcal / cm 2 mỗi năm là chu kỳ nhiệt hàng năm của đất.
38 Biên độ của sự biến đổi nhiệt độ hàng năm xác định khí hậu lục địa hoặc vùng biển. Bản đồ các biên độ của sự biến đổi nhiệt độ hàng năm gần bề mặt Trái đất
39 Vị trí của địa điểm so với đường bờ biển ảnh hưởng đáng kể đến chế độ nhiệt độ, độ ẩm, mây, lượng mưa và quyết định mức độ lục địa của khí hậu.
40 Khí hậu Lục địa Khí hậu Lục địa là tập hợp các đặc điểm đặc trưng của khí hậu, được xác định bởi ảnh hưởng của lục địa đến các quá trình hình thành khí hậu. Trong khí hậu trên biển (khí hậu biển), biên độ nhiệt độ không khí năm nhỏ được quan sát thấy so với khí hậu lục địa trên đất liền có biên độ nhiệt độ năm lớn.
41 Sự thay đổi hàng năm của nhiệt độ không khí ở vĩ độ 62 N: ở quần đảo Faroe và Yakutsk phản ánh vị trí địa lý của những điểm này: trong trường hợp thứ nhất - gần bờ biển phía tây của châu Âu, trong trường hợp thứ hai - ở phía đông của châu Á.
42 Biên độ trung bình hàng năm ở Torshavn 8, ở Yakutsk 62 C. Trên lục địa Á-Âu, sự gia tăng biên độ năm theo hướng từ tây sang đông được quan sát thấy.
43 Á-Âu - châu lục có sự phân bố khí hậu lục địa lớn nhất Kiểu khí hậu này đặc trưng cho vùng bên trong của các lục địa. Khí hậu lục địa chiếm ưu thế trong một phần đáng kể lãnh thổ của Nga, Ukraine, Trung Á (Kazakhstan, Uzbekistan, Tajikistan), Nội Trung Quốc, Mông Cổ, các vùng nội địa của Hoa Kỳ và Canada. Khí hậu lục địa dẫn đến sự hình thành các thảo nguyên và sa mạc, vì hầu hết độ ẩm của biển và đại dương không đến được các vùng nội địa.
44 Chỉ số lục địa là một đặc trưng số của khí hậu lục địa. Có một số lựa chọn cho I K, dựa trên một hoặc một hàm khác của biên độ hàng năm của nhiệt độ không khí A: theo Gorchinsky, theo Konrad, theo Zenker, theo Khromov. Có những chỉ số được xây dựng trên các cơ sở khác. Ví dụ, tỷ số giữa tần suất xuất hiện của các khối khí lục địa với tần số xuất hiện của các khối khí biển đã được đề xuất như một IC. L. G. Polozova đề xuất xác định đặc điểm của lục địa riêng biệt cho tháng Giêng và tháng Bảy liên quan đến lục địa lớn nhất ở một vĩ độ nhất định; sau này được xác định từ dị thường nhiệt độ. Η. Η. Ivanov đề xuất I.K như một hàm của vĩ độ, biên độ nhiệt độ hàng năm và hàng ngày, và độ ẩm thiếu hụt trong tháng khô hạn nhất.
Chỉ số lục địa 45 Độ lớn của biên độ nhiệt độ không khí năm phụ thuộc vào vĩ độ địa lý. Ở vĩ độ thấp, biên độ nhiệt năm nhỏ hơn so với vĩ độ cao. Quy định này dẫn đến sự cần thiết phải loại trừ ảnh hưởng của vĩ độ đối với biên độ năm. Vì vậy, các chỉ số khác nhau về tính lục địa của khí hậu được đề xuất, được biểu thị dưới dạng hàm của biên độ và vĩ độ nhiệt độ hàng năm. Công thức L. Gorchinsky trong đó A là biên độ nhiệt độ hàng năm. Độ lục địa trung bình trên đại dương là 0 và đối với Verkhoyansk là 100.
47 Biển và lục địa Khu vực khí hậu ôn đới hải dương được đặc trưng bởi mùa đông khá ấm áp (từ -8 độ C đến 0 độ C), mùa hè mát mẻ (+16 độ C) và lượng mưa cao (trên 800 mm), giảm đều trong năm. Khí hậu ôn đới lục địa được đặc trưng bởi sự dao động của nhiệt độ không khí từ khoảng -8 độ C vào tháng Giêng đến +18 độ C vào tháng Bảy, lượng mưa ở đây là hơn mm, chủ yếu rơi vào mùa hè. Khu vực khí hậu lục địa được đặc trưng bởi nhiệt độ thấp hơn vào mùa đông (xuống -20 C) và lượng mưa ít hơn (khoảng 600 mm). Trong khí hậu ôn đới lục địa, mùa đông sẽ còn lạnh hơn tới -40 độ C và lượng mưa thậm chí sẽ ít hơn mm.
48 Cực độ Nhiệt độ lên tới +55, và thậm chí lên tới +80 ở các sa mạc được quan sát thấy vào mùa hè trên bề mặt đất trống ở khu vực Moscow. Ngược lại, cực tiểu nhiệt độ ban đêm trên bề mặt đất thấp hơn trong không khí, vì trước hết, đất được làm mát bằng bức xạ hiệu quả, và không khí đã được làm mát từ đó. Vào mùa đông ở vùng Matxcova, nhiệt độ ban đêm trên bề mặt (lúc này có tuyết bao phủ) có thể giảm xuống dưới 50, vào mùa hè (trừ tháng 7) xuống không. Trên bề mặt tuyết ở nội địa Nam Cực, thậm chí nhiệt độ trung bình hàng tháng vào tháng 6 là khoảng 70, và trong một số trường hợp, nó có thể giảm xuống 90.
49 Bản đồ nhiệt độ không khí trung bình Tháng Giêng và Tháng Bảy
50 Phân bố nhiệt độ không khí (phân vùng phân bố là yếu tố chính của phân vùng khí hậu) Trung bình hàng năm Trung bình hàng năm Mùa hè (tháng 7) Trung bình tháng 1 Trung bình cho các đới vĩ độ
51 Chế độ nhiệt độ của lãnh thổ Nga Nó được đặc trưng bởi sự tương phản lớn vào mùa đông. Ở Đông Siberia, chất chống đông mùa đông, là một hệ baric cực kỳ ổn định, góp phần hình thành cực lạnh ở đông bắc Nga với nhiệt độ không khí trung bình hàng tháng vào mùa đông là 42 độ C. Nhiệt độ tối thiểu trung bình vào mùa đông là 55 độ C. mùa đông nó thay đổi từ C ở phía tây nam, đạt giá trị dương trên bờ Biển Đen, đến C ở miền trung.
52 Nhiệt độ không khí bề mặt trung bình (С) vào mùa đông
53 Nhiệt độ không khí bề mặt trung bình (С) vào mùa hè Nhiệt độ không khí trung bình thay đổi từ 4 5 C ở các bờ biển phía Bắc đến C ở phía Tây Nam, trong đó nhiệt độ cao nhất trung bình là C và cực đại tuyệt đối là 45 C. Biên độ nhiệt độ cực đại lên tới 90 C. Một đặc điểm của chế độ nhiệt độ không khí ở Nga là nước có biên độ hàng ngày và hàng năm lớn, đặc biệt là trong khí hậu lục địa rõ rệt của lãnh thổ châu Á. Biên độ hàng năm thay đổi từ 8 10 C ETR đến 63 C ở Đông Siberia trong khu vực của Dãy Verkhoyansk.
54 Ảnh hưởng của lớp phủ thực vật đến nhiệt độ bề mặt đất Lớp phủ thực vật làm giảm khả năng làm mát của đất vào ban đêm. Trong trường hợp này, bức xạ ban đêm xảy ra chủ yếu từ chính bề mặt của thảm thực vật, sẽ được làm mát nhiều nhất. Đất dưới thảm thực vật duy trì nhiệt độ cao hơn. Tuy nhiên, vào ban ngày, thảm thực vật ngăn cản sự tỏa nhiệt của đất. Biên độ nhiệt độ ngày dưới thảm thực vật giảm, nhiệt độ trung bình ngày thấp hơn. Vì vậy, lớp phủ thực vật thường làm mát đất. Ở vùng Leningrad, bề mặt đất trồng trọt trên đồng ruộng có thể lạnh hơn 15 độ vào ban ngày so với đất bỏ hoang. Trung bình, mỗi ngày, nó lạnh hơn đất trống 6, và thậm chí ở độ sâu 5-10 cm có sự chênh lệch 3-4.
55 Ảnh hưởng của tuyết phủ đến nhiệt độ đất Lớp phủ tuyết bảo vệ đất khỏi mất nhiệt vào mùa đông. Bức xạ đến từ bề mặt của lớp tuyết phủ, và lớp đất bên dưới vẫn ấm hơn lớp đất trống. Đồng thời, biên độ nhiệt ngày trên bề mặt đất dưới tuyết giảm mạnh. Ở vùng giữa của lãnh thổ châu Âu của Nga, với lớp tuyết phủ dày 50 cm, nhiệt độ của bề mặt đất dưới nó cao hơn nhiệt độ của lớp đất trống 6 - 7 và cao hơn 10 lần so với nhiệt độ trên bề mặt của tuyết bao phủ chính nó. Mùa đông đất đóng băng dưới tuyết đạt độ sâu khoảng 40 cm, và nếu không có tuyết, nó có thể lan đến độ sâu hơn 100 cm. Do đó, lớp phủ thực vật vào mùa hè làm giảm nhiệt độ trên bề mặt đất, và ngược lại, tuyết phủ vào mùa đông, làm tăng nó. Tác động tổng hợp của lớp phủ thực vật vào mùa hè và lớp phủ của tuyết vào mùa đông làm giảm biên độ nhiệt hàng năm trên bề mặt đất; đây là sự giảm bậc 10 so với đất trống.
56 PHENOMENA PHƯƠNG PHÁP NGHIÊN CỨU VÀ CÁC TIÊU CHÍ CỦA CHÚNG 1. gió rất mạnh (kể cả gió giật) ít nhất 25 m / s, (kể cả gió giật), trên bờ biển và vùng núi ít nhất 35 m / s; 2. mưa rất to ít nhất 50 mm trong thời gian không quá 12 giờ 3. mưa lớn ít nhất 30 mm trong thời gian không quá 1 giờ; 4. tuyết rất dày, ít nhất là 20 mm trong thời gian không quá 12 giờ; 5. mưa đá lớn - không nhỏ hơn 20mm; 6. Bão tuyết lớn - với tốc độ gió trung bình ít nhất là 15 m / s và tầm nhìn dưới 500 m;
57 7. Bão bụi dữ dội với tốc độ gió trung bình ít nhất 15 m / s và tầm nhìn xa không quá 500 m; 8. Tầm nhìn xa sương mù dày đặc không quá 50m; 9. Trầm tích sương giá nghiêm trọng ít nhất 20 mm đối với băng, ít nhất 35 mm đối với trầm tích phức tạp hoặc tuyết ướt, ít nhất 50 mm đối với sương muối. 10. Cực nóng - Nhiệt độ không khí tối đa cao ít nhất 35 ºС trong hơn 5 ngày. 11. Băng giá nghiêm trọng - Nhiệt độ không khí tối thiểu không dưới âm 35ºС trong ít nhất 5 ngày.
58 Nguy cơ nhiệt độ cao Nguy cơ cháy nổ Nhiệt độ quá cao
59 Mối nguy hiểm ở nhiệt độ thấp
60 Đóng băng. Đóng băng là sự giảm nhiệt độ không khí hoặc bề mặt hoạt động (bề mặt đất) trong thời gian ngắn xuống 0 C và thấp hơn so với nền chung là nhiệt độ trung bình dương hàng ngày.
61 Các khái niệm cơ bản về nhiệt độ không khí BẠN CẦN BIẾT! Bản đồ nhiệt độ trung bình năm Sự khác biệt nhiệt độ mùa hè và mùa đông Sự phân bố nhiệt độ theo vùng Ảnh hưởng của sự phân bố đất và biển Sự phân bố độ cao của nhiệt độ không khí Sự biến đổi hàng ngày và hàng năm của nhiệt độ đất và không khí Hiện tượng thời tiết nguy hiểm do chế độ nhiệt độ
Khí tượng rừng. Bài giảng 4: CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA NỀN TẢNG VÀ BỀ MẶT TRÁI ĐẤT Chế độ nhiệt của bề mặt trái đất và khí quyển: Sự phân bố nhiệt độ không khí trong khí quyển và trên bề mặt đất và sự liên tục của nó
Câu 1. Cân bằng bức xạ của bề mặt trái đất Câu 2. Cân bằng bức xạ của khí quyển Giới thiệu Dòng nhiệt dưới dạng năng lượng bức xạ là một phần của tổng nhiệt lượng làm thay đổi nhiệt độ của khí quyển.
Chế độ nhiệt của khí quyển Giảng viên: Soboleva Nadezhda Petrovna, Phó Giáo sư Bộ môn. GEHC Nhiệt độ không khí Không khí luôn có nhiệt độ Nhiệt độ không khí ở mọi điểm trong khí quyển và các nơi khác nhau trên Trái đất liên tục
KHÍ HẬU CỦA KHU VỰC NOVOSIBIRSK
Điều khiển công việc về chủ đề "Khí hậu của Nga". 1 tùy chọn. 1. Nhân tố hình thành khí hậu nào là nhân tố hàng đầu? 1) Vị trí địa lý 2) Hoàn lưu khí quyển 3) Sự gần nhau của các đại dương 4) Các dòng biển 2.
Các khái niệm "Khí hậu" và "Thời tiết" trên ví dụ về dữ liệu khí tượng cho thành phố Novosibirsk Simonenko Anna Mục đích của công việc: tìm ra sự khác biệt trong các khái niệm "Thời tiết" và "Khí hậu" trên ví dụ về khí tượng dữ liệu trên
Bộ Giáo dục và Khoa học Liên bang Nga
Tài liệu 1 Tài nguyên Internet http://www.beltur.by 2 Tài nguyên Internet http://otherreferats.allbest.ru/geography/00148130_0.html 3 Tài nguyên Internet http://www.svali.ru/climat/13/index. htm 4 tài nguyên Internet
Các yếu tố không khí và thời tiết tại khu vực chúng di chuyển. Kholodovich Yu. A. Đại học Kỹ thuật Quốc gia Belarus Giới thiệu Các quan sát thời tiết trở nên khá phổ biến trong nửa sau của
BỘ GIÁO DỤC VÀ KHOA HỌC NGA Tổ chức Giáo dục Ngân sách Nhà nước Liên bang về Giáo dục Đại học "TRƯỜNG ĐẠI HỌC NHÀ NƯỚC NGHIÊN CỨU QUỐC GIA SARATOV CÓ TÊN SAU N.G. CHERNYSHEVSKY"
VẬT LÝ ĐỊA LÝ THẾ GIỚI 9 PHẦN 1 EURASIA TIẾP TỤC CHỦ ĐỀ CÁC VẤN ĐỀ VỀ KHÍ HẬU VÀ NGUỒN LÃNH HẠI ĐƯỢC XEM XÉT TẠI LÒ HOÁ Hoàn lưu khí quyển, các đặc điểm của chế độ ẩm và nhiệt
Bức xạ trong khí quyển Giảng viên: Soboleva Nadezhda Petrovna, Phó Giáo sư, Bộ môn GEGH Bức xạ hay bức xạ là sóng điện từ, được đặc trưng bởi: bước sóng L và tần số dao động ν Bức xạ lan truyền
THEO DÕI UDC 551.506 (575/2) (04) THEO DÕI: ĐIỀU KIỆN THỜI TIẾT TẠI CHU KỲ TRONG THÁNG 1 NĂM 2009 G.F. Agafonova trung tâm thời tiết, A.O. Các đường cắt dưới nến geogr. Khoa học, Phó Giáo sư, S.M. Kazachkova nghiên cứu sinh tháng 1
LƯU LƯỢNG NHIỆT TRONG ĐẤT CRYOMETAMORPHIC CỦA TAIGA MIỀN BẮC VÀ NGUỒN CUNG CẤP NHIỆT CỦA NÓ Ostroumov V.Ye. 1, Davydova A.I. 2, Davydov S.P. 2, Fedorov-Davydov D.G. 1, Eremin I.I. 3, Kropachev D.Yu. 3 1 Viện
18. Dự báo nhiệt độ và độ ẩm không khí gần bề mặt Trái đất 1 18. DỰ BÁO NHIỆT ĐỘ KHÔNG KHÍ VÀ ĐỘ ẨM GẦN BỀ MẶT TRÁI ĐẤT
UDC 55.5 ĐIỀU KIỆN THỜI TIẾT Ở VAN CHU TRONG MÙA THU E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. ĐIỀU KIỆN THỜI TIẾT ở Pavlova Ở VAN CHUI TRONG MÙA THU E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova Khí tượng
Mô-đun 1 Phương án 1. Họ và tên Nhóm Ngày 1. Khí tượng học là khoa học về các quá trình xảy ra trong khí quyển trái đất (3b) A) hóa học B) vật lý C) khí hậu 2. Khí hậu học là khoa học về khí hậu, tức là tổng hợp
1. Mô tả biểu đồ khí hậu: Các cột trong biểu đồ khí hậu là số tháng, các chữ cái đầu tiên của các tháng được đánh dấu bên dưới. Đôi khi 4 mùa được chiếu, đôi khi không phải tất cả các tháng. Thang nhiệt độ được đánh dấu ở bên trái. Dấu không
THEO DÕI UDC 551.506 THEO DÕI: ĐIỀU KIỆN THỜI TIẾT TẠI CHU KỲ TRONG MÙA THU E.Yu. Zyskova, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova, I.S. Brusenskaya THEO DÕI: ĐIỀU KIỆN THỜI TIẾT TẠI CHUI VALLEY TRONG MÙA THU E.Yu. Zyskova,
Sự phân tầng và cân bằng thẳng đứng của không khí bão hòa Vrublevskiy SV Đại học Kỹ thuật Quốc gia Belarus Giới thiệu Không khí trong tầng đối lưu ở trạng thái trộn đều
"Xu hướng khí hậu trong mùa lạnh ở Moldova" Tatiana Stamatova, Cơ quan Khí tượng Thủy văn Nhà nước 28 tháng 10 năm 2013, Moscow, Nga
A.L. Afanasiev, P.P. Bobrov, O.A. Ivchenko Đại học Sư phạm Bang Omsk S.V. Krivaltsevich Viện Quang học Khí quyển SB RAS, Tomsk Ước tính thông lượng nhiệt trong quá trình bốc hơi khỏi bề mặt
UDC 551.51 (476.4) M L Smolyarov (Mogilev, Belarus) ĐẶC ĐIỂM CỦA CÁC MÙA KHÍ HẬU TRONG MOGILEV Giới thiệu. Kiến thức về khí hậu ở cấp độ khoa học bắt đầu với việc tổ chức các trạm khí tượng được trang bị
VỊ TRÍ VÀ KHÍ HẬU CỦA TRÁI ĐẤT Ghi chú bài giảng Osintseva N.V. Thành phần của khí quyển Nitơ (N 2) 78,09%, Oxy (O 2) 20,94%, Argon (Ar) - 0,93%, Carbon dioxide (CO 2) 0,03%, Các khí khác 0,02%: ozon (O 3),
Học phần Mã máy tính Kế hoạch chuyên đề và nội dung chuyên đề Kế hoạch chuyên đề Tên các phần (học phần) toàn thời gian nhưng abbr.
Bộ Giáo dục và Khoa học Liên bang Nga NHÀ NƯỚC LIÊN BANG GIÁO DỤC TỔ CHỨC GIÁO DỤC CAO HƠN TRƯỜNG ĐẠI HỌC NHÀ NƯỚC NGHIÊN CỨU QUỐC GIA SARATOV
Khí tượng học gió mùa Gerasimovich V.Yu. Đại học Kỹ thuật Quốc gia Belarus Giới thiệu Gió mùa, gió ổn định theo mùa. Vào mùa hè, trong mùa gió mùa, những cơn gió này thường thổi từ biển vào đất liền và mang theo
Các phương pháp giải quyết các vấn đề về định hướng địa lý và vật lý ngày càng phức tạp, ứng dụng của chúng trong lớp học và sau giờ học Giáo viên địa lý: Gerasimova Irina Mikhailovna 1 Xác định điểm nào,
3. Biến đổi khí hậu Nhiệt độ không khí Chỉ tiêu này đặc trưng cho nhiệt độ không khí trung bình hàng năm, sự thay đổi của nó trong một khoảng thời gian nhất định và độ lệch so với trung bình dài hạn
ĐẶC ĐIỂM KHÍ HẬU CỦA NĂM 18 Chương 2 Nhiệt độ không khí trung bình ở Cộng hòa Belarus năm 2013 là +7,5 C, cao hơn 1,7 độ C so với tiêu chuẩn khí hậu. Trong năm 2013, phần lớn
Công việc xác minh địa lý Phương án 1 1. Lượng mưa hàng năm đặc trưng cho khí hậu lục địa mạnh là bao nhiêu? 1) hơn 800 mm mỗi năm 2) 600-800 mm mỗi năm 3) 500-700 mm mỗi năm 4) dưới 500 mm
Alentyeva Elena Yuryevna Trường trung học cơ sở giáo dục tự trị thành phố 118 được đặt theo tên của anh hùng Liên Xô N.I. Kuznetsov của thành phố Chelyabinsk ĐỊA LÝ TÓM TẮT BÀI HỌC TÓM TẮT
Bộ Giáo dục và Khoa học Liên bang Nga
TÍNH CHẤT NHIỆT VÀ CHẾ ĐỘ NHIỆT CỦA ĐẤT 1. Tính chất nhiệt của đất. 2. Chế độ nhiệt và các cách điều chỉnh của nó. 1. Tính chất nhiệt của đất Chế độ nhiệt của đất là một trong những chỉ tiêu quan trọng quyết định phần lớn
TÀI LIỆU luyện thi trắc nghiệm môn địa lí lớp 5 (chuyên sâu môn địa lí) GV: Yu.
1.2.8. Điều kiện khí hậu (GU "Irkutsk TsGMS-R" của Irkutsk UGMS của Roshydromet; Zabaikalskoye UGMS của Roshydromet; Viện Nhà nước "Buryatsky TsGMS" của Transbaikal UGMS của Roshydromet) Do âm tính đáng kể
Nhiệm vụ A2 môn địa lí 1. Loại đá nào sau đây có nguồn gốc biến chất? 1) sa thạch 2) tuff 3) đá vôi 4) đá cẩm thạch Đá cẩm thạch thuộc loại đá biến chất. Sa thạch