Maan pinnan ja ilman lämpöjärjestelmä. Ilmakehän lämpöjärjestelmä

Maan pinnan lämpöjärjestelmä. Maahan tuleva auringon säteily lämmittää pääasiassa sen pintaa. Maan pinnan lämpötila on siksi pääasiallinen ilmakehän alempien kerrosten lämmityksen ja jäähdytyksen lähde.

Maan pinnan lämmitysolosuhteet riippuvat sen fysikaalisista ominaisuuksista. Ensinnäkin maan ja veden pinnan lämmittämisessä on jyrkkiä eroja. Maalla lämpö leviää syvyyteen pääasiassa tehottoman molekyylilämmön johtumisen vuoksi. Tältä osin päivittäiset lämpötilanvaihtelut maan pinnalla ulottuvat vain 1:n syvyyteen m, ja vuosittain - jopa 10-20 m. Veden pinnalla lämpötila leviää syvyyteen pääasiassa vesimassojen sekoittuessa; molekyylien lämmönjohtavuus on mitätön. Lisäksi tässä on merkitystä säteilyn syvemmällä tunkeutumisella veteen sekä veden korkeammalla lämpökapasiteetilla maahan verrattuna. Siksi päivittäiset ja vuotuiset lämpötilanvaihtelut leviävät vedessä syvemmälle kuin maalla: päivittäin - kymmeniä metrejä, vuosittain - satoja metrejä. Tämän seurauksena maan pinnalle tuleva ja sieltä poistuva lämpö jakautuu ohuempaan maakerrokseen kuin veden pinta. Tämä tarkoittaa, että päivittäisten ja vuosittaisten lämpötilanvaihteluiden tulisi maanpinnalla olla paljon suurempia kuin veden pinnalla. Koska ilma lämmitetään maan pinnalta, niin kesällä ja päivällä samalla auringon säteilyarvolla ilman lämpötila maan päällä on korkeampi kuin meren päällä ja päinvastoin talvella ja yöllä.

Maan pinnan heterogeenisyys vaikuttaa myös sen lämmitysolosuhteisiin. Kasvillisuus päivällä estää maaperän voimakasta lämpenemistä ja yöllä vähentää sen jäähtymistä. Lumipeite suojaa maaperää liialliselta lämpöhäviöltä talvella. Vuorokausilämpötilan amplitudit kasvillisuuden alla vähenevät siten. Kesäisen kasvillisuuden ja talven lumipeitteen yhteisvaikutus pienentää vuotuista lämpötilan amplitudia paljaaseen pintaan verrattuna.

Maan pinnan lämpötilan vaihteluiden äärirajat ovat seuraavat. Subtrooppisten aavikoilla lämpötila voi nousta +80 asteeseen, Etelämantereen lumisella pinnalla -90 asteeseen.

Veden pinnalla korkeimman ja alimman lämpötilan alkamishetket päivä- ja vuosikulussa ovat siirtyneet maahan verrattuna. Päivittäinen maksimi on noin 15-16 tunnin, ainakin 2-3 tunnin auringonnousun jälkeen. Valtameren pinnan vuotuinen enimmäislämpötila esiintyy pohjoisella pallonpuoliskolla elokuussa, vuotuinen vähimmäislämpötila - helmikuussa. Valtameren pinnan korkein havaittu lämpötila on noin 27°, sisävesialtaiden pinta on 45°; alin lämpötila on -2 ja -13°.

Ilmakehän lämpöjärjestelmä.Ilman lämpötilan muutokseen vaikuttavat useat syyt: auringon ja maan säteily, molekyylilämmönjohtavuus, vesihöyryn haihtuminen ja kondensoituminen, adiabaattiset muutokset ja lämmönsiirto ilmamassan kanssa.

Ilmakehän alemmille kerroksille auringon säteilyn suora absorptio on vähäistä, niiden pitkäaaltoisen maan säteilyn absorptio on paljon merkittävämpää. Molekyylilämmönjohtavuus lämmittää ilmaa välittömästi maan pinnan vieressä. Veden haihtuessa lämpöä kuluu ja ilma jäähtyy, vesihöyryn tiivistyessä lämpöä vapautuu ja ilma lämpenee.

sillä on suuri vaikutus ilman lämpötilan jakautumiseen adiabaattinen muutos se, eli lämpötilan muutos ilman lämmönvaihtoa ympäröivän ilman kanssa. Nouseva ilma laajenee; työtä kuluu laajentamiseen, mikä johtaa lämpötilan laskuun. Kun ilmaa lasketaan, tapahtuu päinvastainen prosessi. Kuiva tai tyydyttymätön ilma jäähtyy adiabaattisesti 100 välein m nosta 1°. Vesihöyryllä kyllästetty ilma jäähtyy pienemmällä määrällä (keskimäärin 0,6/100 m nousu), koska tässä tapauksessa tapahtuu vesihöyryn tiivistymistä, johon liittyy lämmön vapautuminen.

Lämmönsiirrolla yhdessä ilmamassan kanssa on erityisen suuri vaikutus ilmakehän lämpötilaan. Ilmakehän yleisen kiertoliikkeen seurauksena ilmamassojen sekä pysty- että vaakasuuntaiset liikkeet tapahtuvat koko ajan, jotka vangitsevat troposfäärin koko paksuuden ja tunkeutuvat jopa alempaan stratosfääriin. Ensimmäinen on ns konvektio toinen - advektio. Nämä ovat pääprosessit, jotka määrittävät ilman lämpötilan todellisen jakautumisen maan ja meren pinnoilla ja eri korkeuksissa. Adiabaattiset prosessit ovat vain fyysinen seuraus ilman lämpötilan muutoksista, jotka liikkuvat ilmakehän kierron lakien mukaan. Lämmönsiirron roolia yhdessä ilman massan kanssa voidaan arvioida sillä, että ilman konvektion tuloksena vastaanottaman lämmön määrä on 4000 kertaa suurempi kuin maan pinnalta säteilyn vastaanottama lämpö ja 500000 kertaa enemmän.

kuin molekyylilämmön johtumisen tuottama lämpö. Kaasujen tilayhtälön perusteella lämpötilan pitäisi laskea korkeuden mukana. Kuitenkin erityisissä ilman lämmitys- ja jäähdytysolosuhteissa lämpötila voi nousta korkeuden myötä. Tällaista ilmiötä kutsutaan lämpötilan inversio. Inversio tapahtuu, kun maan pinta jäähtyy voimakkaasti säteilyn seurauksena, kun kylmää ilmaa virtaa syvennyksiin, kun ilma liikkuu alaspäin vapaassa ilmakehässä eli kitkatason yläpuolella. Lämpötilan inversioilla on suuri rooli ilmakehän kierrossa ja ne vaikuttavat säähän ja ilmastoon. Ilman lämpötilan päivittäinen ja vuotuinen kulku riippuu auringon säteilyn kulusta. Lämpötilamaksimin ja -minimin alkaminen viivästyy kuitenkin suhteessa auringon säteilyn maksimi- ja minimiarvoon. Keskipäivän jälkeen Auringosta tuleva lämmöntuotto alkaa vähentyä, mutta ilman lämpötila jatkaa nousuaan jonkin aikaa, koska auringon säteilyn väheneminen täydentyy maan pinnan lämpösäteilyllä. Yöllä lämpötilan lasku jatkuu auringonnousuun asti maan lämpösäteilyn vuoksi (kuva 11). Sama kaava koskee vuotuista lämpötilan vaihtelua. Ilman lämpötilan vaihteluiden amplitudi on pienempi kuin maan pinnalla, ja etäisyyden myötä pinnasta vaihteluiden amplitudi pienenee luonnollisesti ja maksimi- ja minimilämpötilan hetket ovat yhä myöhäisempiä. Vuorokausivaihteluiden suuruus pienenee leveysasteen kasvaessa sekä pilvisyyden ja sateiden lisääntyessä. Veden pinnalla amplitudi on paljon pienempi kuin maan päällä.

Jos maan pinta olisi homogeeninen ja ilmakehä ja hydrosfääri olisivat paikallaan, niin lämmön jakautuminen pinnalle määräytyisi vain auringon säteilyn sisääntulon perusteella, ja ilman lämpötila laskisi vähitellen päiväntasaajalta napoille, pysyen sama joka rinnalla. Tätä lämpötilaa kutsutaan aurinko.

Todelliset lämpötilat riippuvat pinnan luonteesta ja leveysleveysten välisestä lämmönvaihdosta ja eroavat merkittävästi auringon lämpötiloista Vuotuiset keskilämpötilat eri leveysasteilla asteina on esitetty taulukossa. yksi.

Visuaalinen esitys ilman lämpötilan jakautumisesta maan pinnalla on esitetty isotermeillä - viivoilla, jotka yhdistävät pisteitä, joilla on sama lämpötila (kuvat 12, 13).

Kuten kartoista voidaan nähdä, isotermit poikkeavat voimakkaasti rinnakkaisista, mikä selittyy useilla syillä: maan ja meren epätasainen lämpeneminen, lämpimien ja kylmien merivirtojen läsnäolo, yleisen ilmakehän kierron vaikutus (esim. läntisen liikenteen lauhkeilla leveysasteilla), kohokuvion vaikutus (estevaikutus vuoristojärjestelmien liikeilmaan, kylmän ilman kerääntyminen vuorten välisiin altaisiin jne.), albedon arvo (esimerkiksi lumi-jääpinnan suuri albedo Etelämantereelta ja Grönlannista).

Ilman absoluuttinen maksimilämpötila maapallolla havaitaan Afrikassa (Tripoli) - noin +58°. Absoluuttinen minimi on merkitty Etelämantereella (-88°).

Isotermien jakautumisen perusteella erotetaan lämpövyöhykkeet maan pinnalla. Trooppiset ja napaympyrät, jotka rajoittavat vyöhykkeitä valaistusjärjestelmän jyrkän muutoksen kanssa (katso luku 1), ovat ensimmäisessä likiarvossa lämpötilan muutoksen rajoja. Koska todelliset ilman lämpötilat poikkeavat auringon lämpötiloista, lämpövyöhykkeiksi otetaan ominaiset isotermit. Tällaisia ​​isotermejä ovat: vuotuinen 20° (jyrkästi korostuneiden vuodenaikojen raja ja pieni lämpötilaamplitudi), lämpimin kuukausi 10° (metsän levinneisyysraja) ja lämpimin kuukausi 0° (ikuisen pakkasen raja).

Molempien pallonpuoliskojen 20°:n vuosiisotermien välissä on kuuma vyöhyke, 20°:n vuotuisen isotermin ja pallonpuoliskon isotermin välissä.

Viestin katselukerrat: 873

Suoraan auringonsäteistä maapallon pinta kuumenee, ja jo siitä - ilmakehä. Pinta, joka vastaanottaa ja luovuttaa lämpöä, on ns aktiivinen pinta . Pinnan lämpötilatilassa erotetaan päivittäiset ja vuotuiset lämpötilavaihtelut. Pintalämpötilojen vuorokausivaihtelu – pintalämpötilan muutos päivän aikana. Maan pintalämpötiloille (kuiva ja kasviton) on tyypillistä yksi maksimi noin klo 13.00 ja yksi minimi ennen auringonnousua. Maanpinnan lämpötilan maksimi päivällä voi olla subtrooppisilla alueilla 80 0 C ja lauhkeilla leveysasteilla noin 60 0 C.

Vuorokauden maksimi- ja alin pintalämpötilan eroa kutsutaan päivittäinen lämpötila-alue. Päivittäisen lämpötilan amplitudi voi olla 40 0 ​​С kesällä, pienin päivittäisten lämpötilojen amplitudi talvella - jopa 10 0 С.

Pintalämpötilan vuotuinen vaihtelu- kuukauden keskimääräisen pintalämpötilan muutos vuoden aikana auringon säteilyn kulusta ja riippuen paikan leveysasteesta. Lauhkeilla leveysasteilla maan pinnan korkeimmat lämpötilat havaitaan heinäkuussa, vähimmäislämpötilat tammikuussa; valtamerellä ylä- ja alamäet ovat kuukauden myöhässä.

Pintalämpötilojen vuotuinen amplitudi yhtä suuri kuin kuukausittaisten enimmäis- ja vähimmäiskeskilämpötilojen välinen ero; lisääntyy paikan leveysasteen kasvaessa, mikä selittyy auringon säteilyn voimakkuuden vaihteluiden lisääntymisellä. Vuotuinen lämpötilaamplitudi saavuttaa suurimmat arvonsa mantereilla; paljon vähemmän valtamerillä ja merenrannoilla. Pienin vuotuinen lämpötilan amplitudi havaitaan päiväntasaajan leveysasteilla (2-3 0), suurin - mantereiden subarktisilla leveysasteilla (yli 60 0).

Ilmakehän lämpöjärjestelmä. Suora auringonvalo lämmittää hieman ilmakehän ilmaa. Koska ilmakuori läpäisee vapaasti auringonsäteet. Ilmakehää lämmittää alla oleva pinta. Lämpö siirtyy ilmakehään konvektiolla, advektiolla ja vesihöyryn kondensaatiolla. Maaperän lämmittämät ilmakerrokset kevenevät ja nousevat ylöspäin, kun taas kylmempää, raskaampi ilma laskeutuu alas. Lämpötilan seurauksena konvektio korkeiden ilmakerrosten lämmitys. Toinen lämmönsiirtoprosessi on advektio– vaakasuuntainen ilmansiirto. Advektion tehtävänä on siirtää lämpöä matalilta leveysasteilta korkeille, talvikaudella lämpöä siirtyy valtameristä mantereille. Vesihöyryn kondensaatio- tärkeä prosessi, joka siirtää lämpöä ilmakehän korkeisiin kerroksiin - haihduttaessa lämpöä otetaan pois haihduttavasta pinnasta, ilmakehän kondensoituessa tätä lämpöä vapautuu.

Lämpötila laskee korkeuden myötä. Ilman lämpötilan muutosta matkayksikköä kohden kutsutaan pystysuora lämpötilagradientti keskimäärin se on 0,6 0 per 100 m. Samaan aikaan tämän laskun kulku troposfäärin eri kerroksissa on erilainen: 0,3-0,4 0 1,5 km:n korkeuteen asti; 0,5-0,6 - 1,5-6 km korkeudet; 0,65-0,75 - 6-9 km ja 0,5-0,2 - 9-12 km. Pintakerroksessa (paksuus 2 m) gradientit ovat satoja asteita muutettuna 100 metriin. Nousevassa ilmassa lämpötila muuttuu adiabaattisesti. adiabaattinen prosessi - ilman lämpötilan muuttaminen sen pystysuoran liikkeen aikana ilman lämmönvaihtoa ympäristön kanssa (yhdessä massassa ilman lämmönvaihtoa muiden väliaineiden kanssa).

Kuvatussa pystysuuntaisessa lämpötilajakaumassa havaitaan usein poikkeuksia. Tapahtuu, että ylemmät ilmakerrokset ovat lämpimämpiä kuin alemmat maan vieressä. Tätä ilmiötä kutsutaan lämpötilan inversio (lämpötilan nousu korkeuden myötä) . Useimmiten inversio on seurausta pintailmakerroksen voimakkaasta jäähtymisestä, joka johtuu maanpinnan voimakkaasta jäähtymisestä selkeinä, hiljaisina öinä, pääasiassa talvella. Karulla kohokuviolla kylmät ilmamassat virtaavat hitaasti alas rinteitä ja pysähtyvät altaisiin, syvennyksiin jne. Inversioita voi muodostua myös ilmamassojen siirtyessä lämpimiltä alueilta kylmille alueille, sillä kun lämmitetty ilma virtaa kylmälle pohjapinnalle, sen alemmat kerrokset jäähtyvät huomattavasti (puristusinversio).

Sen arvo ja muutos pinnalla, jota auringonsäteet lämmittävät suoraan. Kuumennettaessa tämä pinta siirtää lämpöä (pitkäaaltoalueella) sekä alla oleviin kerroksiin että ilmakehään. Itse pintaa kutsutaan aktiivinen pinta.

Lämpötasapainon kaikkien elementtien maksimiarvo havaitaan lähipäivinä. Poikkeuksena on suurin lämmönvaihto maaperässä, joka osuu aamutunneille. Lämpötasapainokomponenttien vuorokausivaihtelun maksimiamplitudit havaitaan kesällä ja minimit talvella.

Kuivan ja kasvittoman pintalämpötilan vuorokausivaihtelussa kirkkaana päivänä maksimi saavutetaan 14 tuntia, ja minimi on auringonnousun tienoilla. Pilvisyys voi häiritä lämpötilan vuorokausivaihtelua ja aiheuttaa maksimi- ja minimimuutoksia. Kosteus ja pintakasvillisuus vaikuttavat suuresti lämpötilan kulkuun.

Päivittäiset pintalämpötilan maksimiarvot voivat olla +80 o C tai enemmän. Päivittäiset vaihtelut saavuttavat 40 o. Ääriarvojen ja lämpötila-amplitudien arvot riippuvat paikan leveysasteesta, vuodenajasta, pilvisyydestä, pinnan lämpöominaisuuksista, sen väristä, karheudesta, kasvillisuuden luonteesta, kaltevuuden suunnasta (altistumisesta).

Lämmön leviäminen aktiiviselta pinnalta riippuu alla olevan substraatin koostumuksesta, ja sen määrää sen lämpökapasiteetti ja lämmönjohtavuus. Mannerten pinnalla alla oleva substraatti on maaperä, valtamerissä (merissä) - vesi.

Maaperällä on yleensä pienempi lämpökapasiteetti kuin vedellä ja korkeampi lämmönjohtavuus. Siksi ne lämpenevät ja jäähtyvät nopeammin kuin vesi.

Aikaa kuluu lämmön siirtymiseen kerroksesta kerrokseen, ja lämpötilan maksimi- ja vähimmäisarvojen alkamishetket päivän aikana viivästyvät 10 cm välein noin 3 tunnilla. Mitä syvempi kerros, sitä vähemmän se vastaanottaa lämpöä ja sitä heikommat lämpötilanvaihtelut siinä. Vuorokauden lämpötilan vaihteluiden amplitudi syvyyden mukaan pienenee 2 kertaa jokaista 15 cm:ä kohti. Keskimäärin noin 1 metrin syvyydessä maaperän lämpötilan päivittäiset vaihtelut "häityvät". Kerrosta, jossa ne pysähtyvät, kutsutaan tasaisen päivittäisen lämpötilan kerros.

Mitä pidempi lämpötilan vaihtelujakso kestää, sitä syvemmälle ne leviävät. Keskimmäisillä leveysasteilla tasaisen vuosilämpötilan kerros on siis 19–20 metrin syvyydessä, korkeilla leveysasteilla 25 metrin syvyydellä ja trooppisilla leveysasteilla, joissa vuotuiset lämpötilaamplitudit ovat pieniä, syvyydessä. 5–10 m. vuoden viive on keskimäärin 20–30 päivää metriä kohden.

Lämpötila tasaisen vuosilämpötilan kerroksessa on lähellä vuoden keskilämpötilaa pinnan yläpuolella.

Maaperä on osa ilmastojärjestelmää, joka on aktiivisin maan pinnalle tulevan auringon lämmön kerääjä.

Pohjapinnan lämpötilan päivittäisellä kurssilla on yksi maksimi ja yksi minimi. Minimi tapahtuu auringonnousun aikoihin, maksimi iltapäivällä. Vuorokausisyklin vaihe ja sen vuorokausiamplitudi riippuvat vuodenajasta, pohjapinnan tilasta, määrästä ja sademäärästä sekä asemien sijainnista myös maaperän tyypistä ja sen mekaanisesta koostumuksesta.

Mekaanisen koostumuksen mukaan maaperät jaetaan hiekka-, hiekka- ja savimaisiin, jotka eroavat lämpökapasiteetin, lämpödiffuusiivisuuden ja geneettisten ominaisuuksien (erityisesti värin) suhteen. Tumma maaperä imee enemmän auringon säteilyä ja lämpenee siksi enemmän kuin kevyt maaperä. Hiekkainen ja hiekkainen savimaa, jolle on ominaista pienempi, lämpimämpi kuin savi.

Taustalla olevan pintalämpötilan vuotuinen kulku osoittaa yksinkertaisen jaksollisuuden, jonka minimi on talvella ja maksimi kesällä. Suurimmassa osassa Venäjän aluetta korkein maaperän lämpötila havaitaan heinäkuussa, Kaukoidässä Okhotskinmeren rannikkokaistaleella, ja - heinä-elokuussa, Primorsky Krain eteläosassa - elokuussa .

Pohjapinnan enimmäislämpötilat suurimman osan vuotta kuvaavat maaperän äärimmäistä lämpötilaa, ja vain kylmimpien kuukausien aikana - pintaa.

Sääolosuhteet, jotka suotuisat pohjapinnan saavuttaa maksimilämpötilat ovat: pilvinen sää, jolloin auringon säteilyn sisäänvirtaus on suurin; alhaiset tuulennopeudet tai tyyni, koska tuulen nopeuden lisääntyminen lisää kosteuden haihtumista maaperästä; pieni määrä sadetta, koska kuivalle maaperälle on ominaista alhaisempi lämmön ja lämmön diffuusio. Lisäksi kuivassa maaperässä haihduttamiseen kuluu vähemmän lämpöä. Absoluuttiset lämpötilamaksimit havaitaan siis yleensä kirkkaimpina aurinkoisina päivinä kuivalla maaperällä ja yleensä iltapäivällä.

Pintalämpötilan absoluuttisten vuosimaksimien keskiarvojen maantieteellinen jakautuminen on samanlainen kuin maanpinnan kuukausittaisten keskilämpötilojen isogeotermien jakauma kesäkuukausina. Isogeotermit ovat pääasiassa leveyssuuntaisia. Merien vaikutus maanpinnan lämpötilaan ilmenee siinä, että Japanin länsirannikolla sekä Sahalinilla ja Kamtšatkassa isogeotermien leveyssuunta häiriintyy ja tulee lähelle meridionaalista (toistaa rannikon ääriviivat). ). Venäjän eurooppalaisessa osassa pintalämpötilan absoluuttisten vuotuisten maksimien keskiarvot vaihtelevat pohjoisten merien rannikon 30–35 °C:sta Rostovin eteläpuoliseen 60–62 °C:seen. Alue Krasnodarin ja Stavropolin alueilla, Kalmykian tasavallassa ja Dagestanin tasavallassa. Alueella maanpinnan pinnan lämpötilan absoluuttisten vuosimaksimien keskiarvo on 3–5°C alempi kuin lähialueen tasaisilla alueilla, mikä liittyy nousujen vaikutukseen alueen sademäärän ja maaperän kosteuden lisääntymiseen. Vallitsevista tuulista kukkuloiden suljetuille tasangoalueille on tyypillistä pienempi sademäärä ja alhaisemmat tuulen nopeudet, ja sen seurauksena maaperän pinnan äärilämpötilojen kohonneet arvot.

Äärimmäisten lämpötilojen nopein nousu pohjoisesta etelään tapahtuu siirtymävyöhykkeellä metsästä ja vyöhykkeistä vyöhykkeelle, mikä liittyy sademäärän vähenemiseen aroalueella ja maaperän koostumuksen muutokseen. Etelässä, jossa maaperän kosteuspitoisuus on yleisesti alhainen, vastaavat samat maaperän kosteuden muutokset merkitsevämpiä eroja maaperän lämpötilassa, jotka eroavat toisistaan ​​​​mekaanisesti koostumukseltaan.

Myös pohjapinnan lämpötilan absoluuttisten vuotuisten maksimien keskiarvo laskee jyrkästi etelästä pohjoiseen Venäjän Euroopan osan pohjoisilla alueilla siirtymisen aikana metsävyöhykkeeltä vyöhykkeisiin ja tundra-alueisiin. liiallinen kosteus. Venäjän Euroopan osan pohjoiset alueet eroavat muun muassa aktiivisesta syklonisesta aktiivisuudesta johtuen eteläisistä alueista lisääntyneellä pilvisyydellä, mikä vähentää jyrkästi auringonsäteilyn saapumista maan pinnalle.

Venäjän Aasian osassa alhaisimmat keskimääräiset absoluuttiset maksimit ovat saarilla ja pohjoisessa (12–19°C). Kun siirrymme etelään, äärimmäiset lämpötilat nousevat, ja Venäjän pohjoisosassa Euroopan ja Aasian osissa tämä nousu on voimakkaampaa kuin muualla alueella. Alueilla, joissa sademäärä on pieni (esimerkiksi Lena- ja Aldan-jokien väliset alueet), erotetaan kohonneiden äärilämpötilojen taskut. Koska alueet ovat hyvin monimutkaisia, maaperän pinnan äärilämpötilat vaihtelevat eri muodoissa (vuoristoalueet, altaat, alamaat, suurten Siperian jokien laaksot) sijaitsevilla asemilla suuresti. Taustalla olevan pintalämpötilan absoluuttisten vuotuisten maksimien keskiarvot saavuttavat korkeimmat arvot Venäjän Aasian eteläosassa (rannikkoalueita lukuun ottamatta). Primorsky Krain eteläosassa absoluuttisten vuosimaksimien keskiarvo on alhaisempi kuin samalla leveysasteella sijaitsevilla manneralueilla. Täällä niiden arvot saavuttavat 55–59 ° С.

Pohjapinnan vähimmäislämpötiloja havaitaan myös varsin spesifisissä olosuhteissa: kylmimpinä öinä, auringonnousun läheisinä tunteina, antisyklonisissa sääolosuhteissa, jolloin alhainen pilvisyys suosii maksimitehokasta säteilyä.

Keskimääräisten isogeotermien jakauma taustalla olevan pintalämpötilan absoluuttisista vuosiminimeistä on samanlainen kuin vähimmäisilman lämpötilojen isotermien jakauma. Suurimmalla osalla Venäjän aluetta, eteläisiä ja pohjoisia alueita lukuun ottamatta, pohjapinnan absoluuttisten vuosittaisten minimilämpötilojen keskimääräiset isogeotermit saavat meridionaalisen suuntauksen (laskevat lännestä itään). Venäjän eurooppalaisessa osassa pohjapinnan absoluuttisten vuosittaisten vähimmäislämpötilojen keskiarvo vaihtelee läntisen ja eteläisen alueen -25°C:sta itäisten ja erityisesti koillisalueiden -40 ... -45°C:een. (Timan Ridge ja Bolshezemelskaya tundra). Korkeimmat absoluuttisten vuotuisten lämpötilaminimien keskiarvot (–16…–17°C) ovat Mustanmeren rannikolla. Suurimmassa osassa Venäjän Aasian osia absoluuttisten vuotuisten minimien keskiarvo vaihtelee -45 ... -55 ° С:n sisällä. Tällainen merkityksetön ja melko tasainen lämpötilan jakautuminen laajalle alueelle liittyy vähimmäislämpötilojen muodostumisen olosuhteiden yhdenmukaisuuteen Siperian vaikutuksille alttiilla alueilla.

Itä-Siperian monimutkaisilla alueilla, erityisesti Sakhan tasavallassa (Jakutia), säteilytekijöiden ohella kohokuviot vaikuttavat merkittävästi minimilämpötilojen laskuun. Täällä vuoristoisen maan vaikeissa oloissa syvennyksissä ja altaissa luodaan erityisen suotuisat olosuhteet alla olevan pinnan jäähdyttämiselle. Sakhan tasavallalla (Jakutia) on alhaisimmat pintalämpötilan absoluuttisten vuosittaisten minimien keskiarvot Venäjällä (-57…-60°C asti).

Arktisten merien rannikolla aktiivisen talvisyklonisen toiminnan kehittymisen vuoksi vähimmäislämpötilat ovat korkeammat kuin sisäosissa. Isogeotermeillä on lähes leveyssuuntainen suunta ja absoluuttisten vuosiminimien keskiarvon lasku pohjoisesta etelään tapahtuu melko nopeasti.

Rannikolla isogeotermit toistavat rantojen ääriviivat. Aleutin minimin vaikutus ilmenee rannikkovyöhykkeen absoluuttisten vuotuisten minimien keskiarvon kasvuna verrattuna sisämaan alueisiin, erityisesti Primorsky Krain etelärannikolla ja Sahalinilla. Vuosittaisten absoluuttisten minimien keskiarvo on –25…–30°C.

Maaperän jäätyminen riippuu negatiivisten ilman lämpötilojen suuruudesta kylmänä vuodenaikana. Tärkein maan jäätymistä estävä tekijä on lumipeite. Sen ominaisuudet, kuten muodostumisaika, teho, esiintymisen kesto, määräävät maaperän jäätymissyvyyden. Myöhäinen lumipeitteen muodostuminen edistää maaperän suurempaa jäätymistä, koska talven ensimmäisellä puoliskolla maan jäätymisintensiteetti on suurin ja päinvastoin lumipeitteen varhainen muodostuminen estää maaperän merkittävän jäätymisen. Lumipeitteen paksuuden vaikutus on selkein alueilla, joilla ilman lämpötila on alhainen.

Samalla jäätymissyvyydellä riippuu maaperän tyypistä, sen mekaanisesta koostumuksesta ja kosteudesta.

Esimerkiksi Länsi-Siperian pohjoisilla alueilla, joilla on matala ja paksu lumipeite, maaperän jäätymissyvyys on pienempi kuin eteläisillä ja lämpimämmillä alueilla, joilla on pieni. Erikoinen kuva on alueilla, joilla on epävakaa lumipeite (Venäjän Euroopan osan eteläiset alueet), missä se voi myötävaikuttaa maaperän jäätymisen syvyyden lisääntymiseen. Tämä johtuu siitä, että toistuvissa pakkasen ja sulan vaihteluissa ohuen lumipeiteen pinnalle muodostuu jääkuori, jonka lämmönjohtavuuskerroin on useita kertoja suurempi kuin lumen ja veden lämmönjohtavuus. Maaperä tällaisen kuoren läsnä ollessa jäähtyy ja jäätyy paljon nopeammin. Kasvillisuuden esiintyminen vähentää maaperän jäätymisen syvyyttä, koska se säilyttää ja kerää lunta.

transkriptio

1 ILMAN JA MAAN PINNAN LÄMPÖJÄRJESTELMÄ

2 Maan pinnan lämpötase Ilmakehän kokonaissäteily ja vastasäteily tulevat maan pinnalle. Ne imeytyvät pintaan, eli ne lämmittävät maaperän ja veden ylempiä kerroksia. Samalla maan pinta säteilee ja menettää lämpöä prosessissa.

3 Maan pinta (aktiivinen pinta, alla oleva pinta) eli maaperän tai veden pinta (kasvillisuus, lumi, jääpeite) vastaanottaa ja menettää jatkuvasti lämpöä eri tavoin. Maan pinnan kautta lämpö siirtyy ylös ilmakehään ja alas maaperään tai veteen. Millä tahansa ajanjaksolla maan pinnalta kulkee ylös ja alas sama määrä lämpöä kuin se saa ylhäältä ja alhaalta tänä aikana. Jos olisi toisin, energian säilymislaki ei täyttyisi: olisi oletettava, että energiaa syntyy tai katoaa maan pinnalta. Kaikkien maan pinnalla olevien lämmön tulojen ja lähdön algebrallisen summan tulee olla nolla. Tämä ilmaistaan ​​maanpinnan lämpötasapainon yhtälöllä.

4 lämpötasapainoyhtälö Lämmötasapainoyhtälön kirjoittamiseksi yhdistämme ensin absorboituneen säteilyn Q (1- A) ja tehollisen säteilyn Eef = Ez - Ea säteilytaseeksi: B=S +D R + Ea Ez tai B= Q (1 - A) - Eef

5 Maan pinnan säteilytase - Tämä on ero absorboidun säteilyn (kokonaissäteily miinus heijastunut) ja efektiivisen säteilyn (maanpinnan säteily miinus vastasäteily) välillä B=S +D R + Ea Ez B=Q(1-A)- Eef 0 Siksi V= - Eeff

6 1) Lämmön saapuminen ilmasta tai sen vapautuminen ilmaan lämmönjohtavuudella, merkitsemme P:llä lämmöstä haihtumisen aikana tai sen saapuessa kondensaation aikana maan pinnalle, merkitsemme LE, jossa L on höyrystymislämpö ja E on haihtuminen/kondensaatio (vesimassa). Sitten maanpinnan lämpötasapainon yhtälö kirjoitetaan seuraavasti: B \u003d P + A + LE Lämmötaseyhtälö viittaa aktiivisen pinnan yksikköpinta-alaan. Kaikki sen jäsenet ovat energiavirtoja. mitat W/m2

Kuviossa 7 yhtälön tarkoitus on, että säteilytasapainoa maan pinnalla tasapainottaa ei-säteilyllinen lämmönsiirto. Yhtälö on voimassa minkä tahansa ajanjakson, mukaan lukien useita vuosia.

8 Maa-ilmakehän järjestelmän lämpötasapainon komponentteja Auringosta saatu Maan pinnasta vapautuva

9 Lämpötasapainovaihtoehdot Q Säteilytase LE Höyrystyslämpöhäviö H Turbulentti lämpövirta ilmakehästä (sisään) pohjapinnalta G -- Lämmönvirtaus (maaperän syvyyteen)

10 Saapuminen ja kulutus B=Q(1-A)-Eef B= P+A+LE Q(1-A)- Auringon säteilyvuo osittain heijastuneena tunkeutuu syvälle aktiiviseen kerrokseen eri syvyyksiin ja lämmittää sitä aina Tehokas säteily jäähdyttää yleensä pintaa Eeff Haihtuminen jäähdyttää aina myös pintaa LE Ilmakehään tuleva lämpövirta Р jäähdyttää pintaa päivällä, kun se on ilmaa kuumempaa, mutta lämmittää sitä yöllä, kun ilmakehä on lämpimämpi kuin maan pinta. Lämmön virtaus maaperään A, poistaa ylimääräistä lämpöä päivällä (jäähdyttää pintaa), mutta tuo puuttuvan lämmön syvyydestä yöllä

11 Maan pinnan ja aktiivisen kerroksen vuotuinen keskilämpötila vaihtelee vähän vuodesta toiseen Päivittäin ja vuodesta toiseen aktiivisen kerroksen ja maan pinnan keskilämpötila vaihtelee vähän missä tahansa. Tämä tarkoittaa, että päivällä maaperän tai veden syvyyksiin pääsee lähes yhtä paljon lämpöä kuin yöllä. Mutta silti kesäpäivinä lämpö laskee hieman enemmän kuin tulee alhaalta. Siksi maaperän ja veden kerrokset ja niiden pinta lämpenevät päivä päivältä. Talvella tapahtuu päinvastainen prosessi. Nämä kausittaiset muutokset maaperän ja veden lämmöntuonnissa ja -tuotannossa ovat lähes tasapainossa vuoden aikana, ja maan pinnan ja aktiivisen kerroksen vuotuinen keskilämpötila vaihtelee vähän vuodesta toiseen.

12 Alla oleva pinta on maan pinta, joka on suoraan vuorovaikutuksessa ilmakehän kanssa.

13 Aktiivinen pinta Aktiivisen pinnan lämmönvaihdon tyypit Tämä on maaperän, kasvillisuuden ja minkä tahansa muun maan ja valtameren pinnan (veden) pinta, joka imee ja luovuttaa lämpöä ja säätelee kehon itsensä lämpötilaa ja viereinen ilmakerros (pintakerros)

14 Maapallon aktiivisen kerroksen lämpöominaisuuksien parametrien likimääräiset arvot Aine Tiheys Kg / m 3 Lämpökapasiteetti J / (kg K) Lämmönjohtavuus W / (m K) ilma 1,02 vesi, 63 jää, 5 lunta , 11 puuta, 0 hiekkaa, 25 kiviä, 0

15 Miten maa lämpenee: lämmönjohtavuus on yksi lämmönsiirron tyypeistä

16 Lämmönjohtamismekanismi (lämmön siirtyminen syvälle kehoon) Lämmönjohtavuus on yksi lämmönsiirtotyypeistä kuumemmista kehon osista vähemmän kuumennettuihin, mikä johtaa lämpötilan tasaamiseen. Samalla kehossa siirtyy energiaa suuremman energian omaavista hiukkasista (molekyylit, atomit, elektronit) pienemmän energian omaaviin hiukkasiin virtaus q on verrannollinen grad T:hen, eli missä λ on lämmönjohtavuuskerroin tai yksinkertaisesti lämmönjohtavuus, ei riipu grad T:sta. λ riippuu aineen aggregaatiotilasta (katso taulukko), sen atomi- ja molekyylirakenteesta, lämpötilasta ja paineesta, koostumuksesta (seoksen tai liuoksen tapauksessa) jne. Lämpövirta maaperään Lämpötasapainoyhtälössä tämä on A G T c z

17 Lämmön siirtyminen maaperään noudattaa Fourier-lämmönjohtavuuden lakeja (1 ja 2) 1) Lämpötilan vaihtelujakso ei muutu syvyyden mukaan 2) Vaihtelun amplitudi pienenee eksponentiaalisesti syvyyden mukana

18 Lämmön leviäminen maaperään Mitä suurempi maaperän tiheys ja kosteus on, sitä paremmin se johtaa lämpöä, sitä nopeammin se leviää syvyyteen ja mitä syvemmälle lämpötilanvaihtelut tunkeutuvat. Mutta maaperän tyypistä riippumatta lämpötilan vaihtelujakso ei muutu syvyyden mukaan. Tämä tarkoittaa, että ei vain pinnalla, vaan myös syvyyksissä, jäljellä on päivittäinen kurssi, jonka kahden peräkkäisen maksimin tai minimin välissä on 24 tuntia, ja vuotuinen 12 kuukauden jakso.

19 Lämpötilan muodostuminen ylempään maakerrokseen (Mitä kampilämpömittarit näyttävät) Vaihtelun amplitudi pienenee eksponentiaalisesti. Tietyn syvyyden (noin cm cm) alapuolella lämpötila ei juurikaan muutu päivän aikana.

20 Maan pinnan lämpötilan päivittäinen ja vuosivaihtelu Maaperän pinnan lämpötila vaihtelee päivittäin: Minimi havaitaan noin puoli tuntia auringonnousun jälkeen. Tähän mennessä maaperän pinnan säteilytase on nolla, tehokkaan säteilyn lämmönsiirtoa ylemmästä maakerroksesta tasapainottaa lisääntynyt kokonaissäteilyn sisäänvirtaus. Säteilemätön lämmönvaihto on tällä hetkellä merkityksetöntä. Sitten maanpinnan lämpötila kohoaa jopa tunteja, jolloin se saavuttaa maksiminsa vuorokaudessa. Sen jälkeen lämpötila alkaa laskea. Iltapäivän säteilytase pysyy positiivisena; päivällä kuitenkin lämpöä vapautuu ylemmästä maakerroksesta ilmakehään tehokkaan säteilyn lisäksi myös lisääntyneen lämmönjohtavuuden sekä lisääntyneen veden haihtumisen kautta. Myös lämmön siirtyminen maan syvyyteen jatkuu. Siksi maanpinnan lämpötila laskee tunneista aamun alhaisimmille tasoille.

21 Päivittäinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksissä, vaihteluiden amplitudit pienenevät syvyyden myötä. Joten jos pinnalla päivittäinen amplitudi on 30 ja 20 cm syvyydessä - 5, niin 40 cm:n syvyydessä se on jo alle 1. Jossain suhteellisen matalassa syvyydessä päivittäinen amplitudi laskee nollaan. Tällä syvyydellä (noin cm) alkaa tasaisen päivittäisen lämpötilan kerros. Pavlovsk, toukokuu. Vuotuisten lämpötilanvaihteluiden amplitudi pienenee syvyyden myötä saman lain mukaan. Vuosittaiset vaihtelut leviävät kuitenkin syvemmälle, mikä on täysin ymmärrettävää: niiden leviämiseen on enemmän aikaa. Vuosittaisten vaihteluiden amplitudit laskevat nollaan noin 30 metrin syvyydessä polaarisilla leveysasteilla, noin 10 metrin syvyyksillä keskileveysasteilla ja noin 10 metrin syvyydessä tropiikissa (jossa vuotuiset amplitudit ovat myös alhaisemmat maanpinnalla kuin maanpinnalla keskimmäiset leveysasteet). Näistä syvyyksistä alkaa tasaisen vuotuisen lämpötilan kerros. Päiväkierto maaperässä vaimenee amplitudin syvyyden myötä ja viivästyy vaiheittain maaperän kosteudesta riippuen: maksimi tapahtuu illalla maalla ja yöllä vedessä (sama pätee minimiin aamulla ja iltapäivällä)

22 Fourier-lämmönjohtavuuslait (3) 3) Värähtelyn vaiheviive kasvaa lineaarisesti syvyyden mukaan. lämpötilamaksimin alkamisaika siirtyy suhteessa ylempään kerrokseen useiden tuntien verran (iltaan ja jopa yön suuntaan)

23 Neljäs Fourier-sääntö Vakion päivä- ja vuosilämpötilan kerrosten syvyydet liittyvät toisiinsa värähtelyjaksojen neliöjuurina, eli 1:365. Tämä tarkoittaa, että syvyys, jossa vuotuiset värähtelyt vaimenevat, on 19 kertaa suurempi kuin syvyys, jossa vuorokausivaihtelut vaimentuvat. Ja tämä laki, kuten muut Fourierin lait, on varsin hyvin vahvistettu havainnoilla.

24 Lämpötilan muodostuminen maaperän koko aktiivisessa kerroksessa (Mitä poistoilmalämpömittarit osoittavat) 1. Lämpötilan vaihtelujakso ei muutu syvyyden mukaan 2. Tietyn syvyyden alapuolella lämpötila ei muutu vuoden aikana. 3. Vuotuisten vaihteluiden etenemissyvyydet ovat noin 19 kertaa suuremmat kuin päivittäiset vaihtelut

25 Lämpötilavaihteluiden tunkeutuminen syvälle maaperään lämmönjohtavuusmallin mukaisesti

26 . Keskimääräinen vuorokausilämpötilan vaihtelu maanpinnalla (P) ja ilmassa 2 metrin korkeudessa (V). Pavlovsk, kesäkuu. Maanpinnan maksimilämpötilat ovat yleensä korkeammat kuin ilmassa sääkopin korkeudella. Tämä on ymmärrettävää: päivän aikana auringon säteily ensisijaisesti lämmittää maaperää, ja ilma lämpenee jo siitä.

27 Maaperän lämpötilan vuotuinen kulku Maaperän pinnan lämpötila luonnollisesti muuttuu myös vuotuisessa kulussa. Trooppisilla leveysasteilla sen vuotuinen amplitudi eli ero vuoden lämpimimpien ja kylmimpien kuukausien pitkän aikavälin keskilämpötiloissa on pieni ja kasvaa leveysasteen mukaan. Pohjoisella pallonpuoliskolla leveysasteella 10 se on noin 3, leveysasteella 30 noin 10, leveysasteella 50 keskimäärin noin 25.

28 Maaperän lämpötilanvaihtelut vaimenevat amplitudin syvyyden ja vaiheen viiveen myötä, maksimi siirtyy syksyyn ja minimi kevääseen Vuotuiset maksimit ja minimit viivästyvät päivillä jokaista syvyysmetriä kohden. Vuotuinen lämpötilan vaihtelu maaperässä eri syvyyksillä 3-753 cm Kaliningradissa. Trooppisilla leveysasteilla vuotuinen amplitudi eli ero vuoden lämpimimpien ja kylmimpien kuukausien pitkän aikavälin keskilämpötiloissa on pieni ja kasvaa leveysasteen mukaan. Pohjoisella pallonpuoliskolla leveysasteella 10 se on noin 3, leveysasteella 30 noin 10, leveysasteella 50 keskimäärin noin 25.

29 Lämpöisoplettimenetelmä Esittää visuaalisesti kaikki lämpötilan vaihtelun piirteet sekä ajallisesti että syvyydessä (yhdessä pisteessä) Esimerkki vuotuisesta vaihtelusta ja päivittäisestä vaihtelusta Tbilisin maaperän vuotuisen lämpötilan vaihtelun isopletit

30 Pintakerroksen ilman lämpötilan päivittäinen kulku Ilman lämpötila muuttuu vuorokaudessa maan pinnan lämpötilaa seuraten. Koska ilma lämpenee ja jäähdytetään maan pinnalta, on sääosastolla vuorokausilämpötilan vaihtelun amplitudi pienempi kuin maanpinnalla, keskimäärin noin kolmanneksen. Ilman lämpötilan nousu alkaa maaperän lämpötilan nousulla (15 minuuttia myöhemmin) aamulla, auringonnousun jälkeen. Tunneittain maaperän lämpötila, kuten tiedämme, alkaa laskea. Tunteissa se tasoittuu ilman lämpötilan kanssa; siitä lähtien, maaperän lämpötilan laskeessa edelleen, myös ilman lämpötila alkaa laskea. Näin ollen vuorokausivaihtelun ilman lämpötilan alin maanpinnan lähellä laskeutuu pian auringonnousun jälkeiseen aikaan ja maksimi on tunteissa.

32 Erot maaperän ja vesistöjen lämpötiloissa Maaperän pintakerrosten ja vesistöjen ylempien kerrosten lämpö- ja lämpöominaisuuksissa on jyrkkiä eroja. Maaperässä lämpö jakautuu pystysuunnassa molekyylilämmön johtumisen avulla ja kevyesti liikkuvassa vedessä myös vesikerrosten turbulenttisella sekoituksella, mikä on paljon tehokkaampaa. Turbulenssi vesistöissä johtuu pääasiassa aalloista ja virtauksista. Mutta öisin ja kylmänä vuodenaikana myös lämpökonvektio liittyy tällaiseen turbulenssiin: pinnalle jäähtynyt vesi vajoaa tiheyden lisääntyessä ja korvautuu lämpimämmällä vedellä alemmista kerroksista.

33 Vesistöjen lämpötilan piirteet, jotka liittyvät suuriin turbulentin lämmönsiirtokertoimiin Veden päivittäiset ja vuosittaiset vaihtelut tunkeutuvat paljon suurempiin syvyyksiin kuin maaperässä Lämpötila-amplitudit ovat paljon pienempiä ja lähes samat järvien ja merien UML:ssä. aktiivinen vesikerros on monta kertaa maaperässä

34 Päivittäiset ja vuosittaiset vaihtelut Tämän seurauksena päivittäinen veden lämpötilan vaihtelu ulottuu noin kymmenien metrien syvyyteen ja maaperässä alle metrin syvyyteen. Vuotuiset lämpötilanvaihtelut vedessä ulottuvat satojen metrien syvyyteen ja maaperässä vain m. Joten päivän ja kesän aikana veden pintaan tuleva lämpö tunkeutuu huomattavan syvälle ja lämmittää suuren paksuuden vedestä. Ylemmän kerroksen ja itse veden pinnan lämpötila kohoaa vähän samanaikaisesti. Maaperässä tuleva lämpö jakautuu ohueen yläkerrokseen, joka siten kuumenee voimakkaasti. Lämmönvaihto syvempien kerrosten kanssa lämpötasapainoyhtälössä "A" vedelle on paljon suurempi kuin maaperälle, ja lämpövirta ilmakehään "P" (turbulenssi) on vastaavasti pienempi. Yöllä ja talvella vesi menettää lämpöä pintakerroksesta, mutta sen sijaan tulee alla olevista kerroksista kertynyttä lämpöä. Siksi lämpötila veden pinnalla laskee hitaasti. Maan pinnalla lämpötila laskee nopeasti, kun lämpöä vapautuu: ohueseen yläkerrokseen kertynyt lämpö poistuu siitä nopeasti ilman, että se täyttyy alhaalta.

35 Saatiin karttoja ilmakehän ja alla olevan pinnan turbulenttisesta lämmönsiirrosta

36 Valtamerissä ja merissä haihtuminen vaikuttaa myös kerrosten sekoittumiseen ja siihen liittyvään lämmönsiirtoon. Merenpinnalta haihtumalla merkittävästi ylempi vesikerros muuttuu suolaisemmaksi ja tiheämmäksi, minkä seurauksena vesi vajoaa pinnasta syvyyksiin. Lisäksi säteily tunkeutuu syvemmälle veteen kuin maaperään. Lopuksi veden lämpökapasiteetti on suuri maaperään verrattuna ja sama lämpömäärä lämmittää vesimassan alempaan lämpötilaan kuin sama massa maaperää. LÄMPÖKAPASITEETTI - Lämmön määrä, jonka keho imee lämmitettäessä 1 asteella (Celsius) tai luovuttaa, kun se jäähtyy 1 asteella (Celsius), tai materiaalin kyky kerätä lämpöenergiaa.

37 Näistä lämmön jakautumisen eroista johtuen: 1. lämpimänä vuodenaikana vesi kerää suuren määrän lämpöä riittävän paksuun vesikerrokseen, joka vapautuu ilmakehään kylmän vuoden aikana. 2. Lämpimänä vuodenaikana maaperä luovuttaa yöllä suurimman osan päivän aikana saamastaan ​​lämmöstä ja kerää sitä vähän talvella. Näiden erojen seurauksena ilman lämpötila meren päällä on kesällä alhaisempi ja talvella korkeampi kuin maalla. Keskimmäisillä leveysasteilla, lämpimällä vuosipuoliskolla, maaperään kertyy lämpöä 1,5-3 kcal pinta-alan neliösenttimetriä kohden. Kylmällä säällä maaperä luovuttaa tämän lämmön ilmakehään. Arvo ±1,5 3 kcal / cm 2 vuodessa on maaperän vuotuinen lämpökierto.

38 Vuotuisen lämpötilan vaihtelun amplitudit määräävät mannerilmaston tai meren Kartta vuotuisen lämpötilan vaihtelun amplitudeista lähellä maan pintaa

39 Paikan sijainti suhteessa rantaviivaan vaikuttaa merkittävästi lämpötilan, kosteuden, pilvisyyden, sateen järjestelmään ja määrää ilmaston mannerisuuden asteen.

40 Ilmastonmannerisuus Ilmastonmannerisuus on joukko ilmastolle ominaisia ​​piirteitä, jotka määräytyvät maanosan vaikutuksesta ilmaston muodostumisprosesseihin. Meren yllä olevassa ilmastossa (meriilmasto) havaitaan pieniä vuotuisia ilman lämpötilaamplitudeja verrattuna mannerilmastoon maan päällä, jolla on suuret vuotuiset lämpötila-amplitudit.

41 Ilman lämpötilan vuotuinen vaihtelu leveysasteella 62 N: Färsaarilla ja Jakutskissa heijastelee näiden pisteiden maantieteellistä sijaintia: ensimmäisessä tapauksessa - lähellä Euroopan länsirannikkoa, toisessa - Aasian itäosassa

42 Keskimääräinen vuosiamplitudi Torshavnissa 8, Jakutskissa 62 C. Euraasian mantereella havaitaan vuotuisen amplitudin kasvua lännestä itään.

43 Euraasia - manner, jossa mannerilmasto jakautuu eniten. Tämäntyyppinen ilmasto on tyypillistä maanosien sisäosille. Mannermainen ilmasto on hallitseva merkittävällä osalla Venäjän, Ukrainan, Keski-Aasian (Kazakstan, Uzbekistan, Tadzikistan), Sisä-Kiinan, Mongolian, Yhdysvaltojen ja Kanadan sisäalueita. Manner-ilmasto johtaa arojen ja aavikoiden muodostumiseen, koska suurin osa merten ja valtamerten kosteudesta ei pääse sisämaan alueille.

44 mannerisuusindeksi on ilmaston mantereuden numeerinen ominaisuus. I K:lle on useita vaihtoehtoja, jotka perustuvat yhteen tai toiseen ilman lämpötilan A vuotuisen amplitudin funktioon: Gorchinskyn mukaan, Konradin mukaan, Zenkerin mukaan Khromovin mukaan. On olemassa indeksejä, jotka on rakennettu muille perusteille. Esimerkiksi mannerten ilmamassojen esiintymistiheyden suhdetta meren ilmamassojen esiintymistiheyteen on ehdotettu IC:ksi. L. G. Polozova ehdotti mannermaisuuden karakterisoimista erikseen tammi- ja heinäkuulle suhteessa suurimman maanosan määrään tietyllä leveysasteella; tämä jälkimmäinen määräytyy lämpötilapoikkeamien perusteella. Η. Η. Ivanov ehdotti I.K.:tä leveysasteen, vuotuisen ja päivittäisen lämpötilan amplitudin ja kosteusvajeen funktiona kuivimman kuukauden aikana.

45 mannerllisuusindeksi Ilman lämpötilan vuotuisen amplitudin suuruus riippuu maantieteellisestä leveysasteesta. Matalilla leveysasteilla vuotuiset lämpötilaamplitudit ovat pienempiä kuin korkeilla leveysasteilla. Tämä säännös johtaa tarpeeseen sulkea pois leveysasteen vaikutus vuotuiseen amplitudiin. Tätä varten ehdotetaan erilaisia ​​ilmaston mannerisuuden indikaattoreita, joita edustaa vuotuisen lämpötilan amplitudin ja leveysasteen funktio. Kaava L. Gorchinsky jossa A on vuotuinen lämpötilan amplitudi. Keskimääräinen mannerosuus valtameren yllä on nolla, ja Verhojanskissa se on 100.

47 Meri- ja mannerilmasto Lauhkean meri-ilmaston alueelle on ominaista melko lämpimät talvet (-8 C - 0 C), viileät kesät (+16 C) ja runsas sademäärä (yli 800 mm), joka sataa tasaisesti ympäri vuoden. Lauhkealle mannerilmastolle on ominaista ilman lämpötilan vaihtelut tammikuun noin -8 C:sta heinäkuun +18 C:een, sademäärä täällä on yli mm, ja se sataa enimmäkseen kesällä. Manner-ilmaston alueelle on ominaista alhaisemmat lämpötilat talvella (jopa -20 C) ja vähemmän sadetta (noin 600 mm). Lauhkeassa jyrkästi mannerilmastossa talvi jää vielä kylmemmäksi -40 C asti ja sademäärä jää alle mm.

48 Äärimmäiset lämpötilat Moskovan alueella paljaan maan pinnalla havaitaan kesällä jopa +55, aavikoissa jopa +80 lämpötiloja. Yölämpötilaminimit ovat päinvastoin alhaisemmat maanpinnalla kuin ilmassa, koska ensinnäkin maaperä jäähtyy tehokkaalla säteilyllä ja ilma on jo jäähtynyt siitä. Talvella Moskovan alueella yölämpötila pinnalla (tällä hetkellä lumen peitossa) voi laskea alle 50, kesällä (paitsi heinäkuussa) nollaan. Etelämantereen sisäosan lumisella pinnalla jopa kesäkuun keskilämpötila on noin 70 astetta, ja joissain tapauksissa se voi laskea 90 asteeseen.

49 Kartat keskilämpötilasta tammi- ja heinäkuussa

50 Ilman lämpötilan jakautuminen (jakauman vyöhyke on ilmastovyöhykkeiden päätekijä) Keskimääräinen vuosi Keskimääräinen kesä (heinäkuu) Keskiarvo tammikuussa Leveysvyöhykkeiden keskiarvo

51 Venäjän alueen lämpötilajärjestelmä Sille on ominaista suuret kontrastit talvella. Itä-Siperiassa talvinen antisykloni, joka on äärimmäisen vakaa bariinimuodostelma, edistää kylmänapan muodostumista Koillis-Venäjällä, jonka keskimääräinen kuukausilämpötila on talvella 42 C. Keskimääräinen alin lämpötila talvella on 55 C. talvella se muuttuu C:sta lounaassa saavuttaen positiiviset arvot Mustanmeren rannikolla, C:ksi keskialueilla.

52 Pintailman keskilämpötila (С) talvella

53 Pintailman keskilämpötila (С) kesällä Keskimääräinen ilman lämpötila vaihtelee pohjoisrannikon 4 5 C:sta lounaaseen, missä sen keskimääräinen maksimi on C ja absoluuttinen maksimi 45 C. Äärilämpötilojen amplitudi on 90 C. Ilman lämpötilan ominaisuus vuonna Venäjä on sen suuret päivä- ja vuosiamplitudit, erityisesti Aasian alueen jyrkästi mannermaisessa ilmastossa. Vuotuinen amplitudi vaihtelee 8 10 C ETR - 63 C Itä-Siperiassa Verhojanskin alueen alueella.

54 Kasvillisuuden vaikutus maanpinnan lämpötilaan Kasvipeite vähentää maaperän jäähtymistä yöllä. Tässä tapauksessa yösäteily tapahtuu pääasiassa itse kasvillisuuden pinnalta, joka on jäähtynein. Kasvillisuuden alla oleva maaperä ylläpitää korkeampaa lämpötilaa. Päivän aikana kasvillisuus kuitenkin estää maaperän säteilylämpenemisen. Päivittäistä lämpötila-aluetta kasvillisuuden alla pienennetään ja vuorokauden keskilämpötilaa lasketaan. Joten kasvipeite yleensä jäähdyttää maaperää. Leningradin alueella peltokasvien alla oleva maanpinta voi olla päiväsaikaan 15 astetta kylmempää kuin kesanto. Päivittäin se on keskimäärin 6 kylmempää kuin paljas maa, ja jopa 5-10 cm:n syvyydessä ero on 3-4.

55 Lumipeitteen vaikutus maaperän lämpötilaan Lumipeite suojaa maaperää lämpöhäviöltä talvella. Säteily tulee itse lumipeitteen pinnalta, ja sen alla oleva maaperä pysyy lämpimämpänä kuin paljas maa. Samaan aikaan vuorokausilämpötilan amplitudi maanpinnalla lumen alla laskee jyrkästi. Venäjän eurooppalaisen alueen keskivyöhykkeellä, jossa lumipeite on 50 cm, maanpinnan lämpötila sen alla on 6–7 korkeampi kuin paljaan maaperän lämpötila ja 10 korkeampi kuin maan pinnan lämpötila. itse lumipeite. Talvella lumen alla jäätyvä maaperä yltää noin 40 cm:n syvyyteen ja ilman lunta se voi levitä yli 100 cm:n syvyyteen. Kasvipeite kesällä siis laskee maanpinnan lämpötilaa ja talvella lumipeite päinvastoin. lisää sitä. Kasvipeitteen kesällä ja lumipeitteen yhteisvaikutus talvella alentaa vuotuista lämpötilaamplitudia maan pinnalla; tämä on luokkaa 10 vähemmän paljaaseen maaperään verrattuna.

56 VAARALLISET SÄÄ-ILMIÖT JA NIIDEN KRITEERIT 1. erittäin voimakas tuuli (mukaan lukien myrskyt) vähintään 25 m/s, (puuskat mukaan lukien), meren rannikolla ja vuoristoalueilla vähintään 35 m/s; 2. erittäin rankkasade vähintään 50 mm enintään 12 tunnin ajan 3. voimakas sade vähintään 30 mm enintään 1 tunnin ajan; 4. erittäin raskas lumi, vähintään 20 mm, enintään 12 tunnin ajan; 5. suuria rakeita - vähintään 20 mm; 6. kova lumimyrsky - keskimääräinen tuulennopeus vähintään 15 m/s ja näkyvyys alle 500 m;

57 7. Kova pölymyrsky, jonka keskimääräinen tuulennopeus on vähintään 15 m/s ja näkyvyys enintään 500 m; 8. Näkyvyys voimakkaassa sumussa enintään 50 m; 9. Voimakkaat routakertymät vähintään 20 mm jäällä, vähintään 35 mm monimutkaisilla kerrostumilla tai märällä lumella, vähintään 50 mm kuuralla. 10. Äärimmäinen kuumuus - Ilman korkea maksimilämpötila vähintään 35 ºС yli 5 päivän ajan. 11. Kova pakkanen - Ilman vähimmäislämpötila on vähintään miinus 35 ºС vähintään 5 päivän ajan.

58 Korkean lämpötilan vaarat Tulipalon vaara Äärimmäinen kuumuus

59 Alhaisen lämpötilan vaarat

60 Jäädyttää. Jäätyminen on ilman lämpötilan tai aktiivisen pinnan (maaperän pinnan) lyhytaikainen lasku 0 C:seen tai sen alle yleisellä positiivisen vuorokauden keskilämpötilan taustalla.

61 Ilman lämpötilan peruskäsitteet MITÄ TARVITSE TIETÄÄ! Kartta vuoden keskilämpötilasta Kesä- ja talvilämpötilojen erot Lämpötilan vyöhykejakauma Maan ja meren jakautumisen vaikutus Ilman lämpötilan korkeusjakauma Maaperän ja ilman lämpötilan päivittäinen ja vuotuinen vaihtelu Lämpötilasta johtuvat vaaralliset sääilmiöt

Metsämeteorologia. Luento 4: ILMAN JA MAAN PINNAN LÄMPÖJÄRJESTELMÄ Maan pinnan ja ilmakehän lämpöjärjestelmä: Ilman lämpötilan jakautuminen ilmakehässä ja maan pinnalla ja sen jatkuva

Kysymys 1. Maan pinnan säteilytase Kysymys 2. Ilmakehän sisääntulon säteilytase Säteilyenergian muodossa oleva lämpövirta on osa ilmakehän lämpötilaa muuttavaa kokonaislämpövirtaa.

Ilmakehän lämpöjärjestelmä Opettaja: Soboleva Nadezhda Petrovna, laitoksen apulaisprofessori. GEHC Ilman lämpötila Ilmalla on aina lämpötila Ilman lämpötila jokaisessa ilmakehän pisteessä ja eri paikoissa maapallolla jatkuvasti

NOVOSIBIRSKIN ALUEEN ILMASTO

Ohjaustyö aiheesta "Venäjän ilmasto". 1 vaihtoehto. 1. Mikä ilmastoa muodostava tekijä on johtava? 1) Maantieteellinen sijainti 2) Ilmakehän kiertokulku 3) Valtamerten läheisyys 4) Merivirrat 2.

Käsitteet "Ilmasto" ja "Sää" Novosibirskin kaupungin meteorologisten tietojen esimerkissä Simonenko Anna Työn tarkoitus: selvittää "sää" ja "ilmasto" käsitteiden ero meteorologisen esimerkin avulla. tiedot päällä

Venäjän federaation opetus- ja tiedeministeriö

Kirjallisuus 1 Internet-lähde http://www.beltur.by 2 Internet-lähde http://otherreferats.allbest.ru/geography/00148130_0.html 3 Internet-lähde http://www.svali.ru/climat/13/index. htm 4 Internet-resurssi

Ilmatekijät ja sää niiden liikkumisalueella. Kholodovich Yu. A. Valko-Venäjän kansallinen teknillinen yliopisto Johdanto Säähavainnot tulivat melko yleisiksi vuoden toisella puoliskolla

VENÄJÄN OPETUS- JA TIETEMINISTERIÖ Liittovaltion valtion budjettikorkeakoulu "SARATOV NATIONAL RESEARCH STATE UNIVERSITY N. G. TŠERNYŠEVSKIN NIMENÄ"

MAAILMAN FYSIKAALINEN MAANTIETE LUENTO 9 OSA 1 EURASIA JATKOI LUENNOLLA KÄSITTELYÄ TEEMAAN ILMASTO- JA MAALOILMARESURSSIASIAT Ilmakehän kiertokulku, kostutus- ja lämpöjärjestelmä

Säteily ilmakehässä Lehtori: Soboleva Nadezhda Petrovna, apulaisprofessori, laitos GEGH Säteily eli säteily on sähkömagneettisia aaltoja, joille on tunnusomaista: L aallonpituus ja ν värähtelytaajuus Säteily etenee

SEURANTA UDC 551.506 (575/2) (04) SEURANTA: SÄÄ-OLOSUHTEET CHU-LAAKSASSA TAMMIKUU 2009 G.F. Agafonova sääkeskus, A.O. Cand. undercuts geogr. Tieteet, apulaisprofessori, S.M. Kazachkova tohtoriopiskelija tammikuussa

LÄMPÖVIRTAA POHJOIS-TAIGAN KRYOMETAMORFISESSA MAAPERÄSSÄ JA SEN LÄMMÖN TUOTTEESSA Ostroumov V.Ye. 1, Davydova A.I. 2, Davydov S.P. 2, Fedorov-Davydov DG. 1, Eremin I.I. 3, Krochev D. Yu. 3 1 Instituutti

18. Ennuste ilman lämpötilasta ja kosteudesta lähellä Maan pintaa 1 18. ENNUSTE ILMAN LÄMPÖTILASTA JA KOSTEUTESTA LÄHELLÄ MAAN PINTAA

UDC 55.5 SÄÄ-OLOT CHU-LAAKSASSA SYKSYllä E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlovan SÄÄ-OLOT CHUI-LAAKSESSA SYKSYllä E.V. Ryabikina, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova Meteorological

Moduuli 1 Vaihtoehto 1. Koko nimi Ryhmä Päivämäärä 1. Meteorologia on tiedettä maan ilmakehässä tapahtuvista prosesseista (3b) A) kemiallinen B) fysikaalinen C) ilmastollinen 2. Klimatologia on tiedettä ilmastosta, ts. aggregaatteja

1. Ilmastokaavion kuvaus: Ilmastokaavion sarakkeet ovat kuukausien lukumäärä, kuukausien ensimmäiset kirjaimet on merkitty alla. Joskus näytetään 4 vuodenaikaa, joskus ei kaikkia kuukausia. Lämpötila-asteikko on merkitty vasemmalle. Nolla merkki

SEURANTA UDC 551.506 SEURANTA: SÄÄ OLOSUHTEET CHU-LAAKSASSA SYKSYllä E.Yu. Zyskova, A.O. Podrezov, I.A. Pavlova, I.S. Brusenskaya MONITORING: SÄÄOLOT CHUI LAAKSO SYKSYllä E.Yu. Zyskova,

Kyllästetyn ilman kerrostuminen ja pystytasapaino Vrublevskiy SV Valko-Venäjän kansallinen teknillinen yliopisto Johdanto Troposfäärin ilma on jatkuvassa sekoittumistilassa

"Kylmän vuodenajan ilmastotrendit Moldovassa" Tatiana Stamatova, valtion hydrometeorologinen palvelu 28. lokakuuta 2013, Moskova, Venäjä

A.L. Afanasiev, P.P. Bobrov, O.A. Ivchenko Omskin valtion pedagoginen yliopisto S.V. Krivaltsevich Institute of Atmospheric Optics SB RAS, Tomsk Lämmönvirtojen arviointi pinnasta haihtumisen aikana

UDC 551.51 (476.4) M L Smolyarov (Mogilev, Valko-Venäjä) MOGILEVIN ILMASTOKAUSIEN OMINAISUUDET Johdanto. Ilmaston tuntemus tieteellisellä tasolla alkoi sääasemien järjestämisellä

MAAN ILMA JA ILMASTO Luentomuistiinpanot Osintseva N.V. Ilmakehän koostumus Typpi (N 2) 78,09 %, happi (O 2) 20,94 %, argon (Ar) - 0,93 %, hiilidioksidi (CO 2) 0,03 %, muut kaasut 0,02 %: otsoni (O 3),

Osat Tietokonekoodi Teemasuunnitelma ja tieteenalan sisältö Teemasuunnitelma Osuuksien (moduulien) nimet Luokkatuntien lukumäärä Itsenäinen työ poissaolevana lyhennettynä. kokopäiväinen mutta lyhenne

Venäjän federaation opetus- ja tiedeministeriö LIITTOVALTION KORKEAKOULULAITOS SARATOVIN KANSALLINEN TUTKIMUSVALTION YLIOPISTO

Monsuunimeteorologia Gerasimovich V.Yu. Valko-Venäjän kansallinen teknillinen yliopisto Johdanto Monsuunit, vakaat vuodenaikojen tuulet. Kesällä, monsuunikauden aikana, nämä tuulet yleensä puhaltavat merestä maahan ja tuovat mukanaan

Menetelmät fyysisen ja maantieteellisen suuntautumisen monimutkaisempien ongelmien ratkaisemiseksi, niiden soveltaminen luokkahuoneessa ja koulun jälkeen Maantieteen opettaja: Gerasimova Irina Mikhailovna 1 Määritä, mitkä pisteet,

3. Ilmastonmuutos Ilman lämpötila Tämä indikaattori kuvaa keskimääräistä vuotuista ilman lämpötilaa, sen muutosta tietyn ajanjakson aikana ja poikkeamaa pitkän ajan keskiarvosta

VUODEN ILMASTON OMINAISUUDET 18 Luku 2 Keskimääräinen ilman lämpötila Valko-Venäjällä vuonna 2013 oli +7,5 C, mikä on 1,7 C korkeampi kuin ilmastonormi. Vuonna 2013 ylivoimainen enemmistö

Maantieteen varmennustyö Vaihtoehto 1 1. Mikä on vuotuinen sademäärä tyypillisesti jyrkästi mannermaiselle ilmastolle? 1) yli 800 mm vuodessa 2) 600-800 mm vuodessa 3) 500-700 mm vuodessa 4) alle 500 mm

Alentyeva Elena Jurjevna Kunnallinen autonominen oppilaitos lukio 118, joka on nimetty Tšeljabinskin kaupungin Neuvostoliiton sankarin N. I. Kuznetsovin mukaan MAANTIETEELLINEN OPPIEN TIIVISTELMÄ

Venäjän federaation opetus- ja tiedeministeriö

MAAPERÄN TERMISET OMINAISUUDET JA LÄMPÖKÄSITTELY 1. Maaperän lämpöominaisuudet. 2. Lämpötila ja sen säätötavat. 1. Maaperän lämpöominaisuudet Maaperän lämpötila on yksi tärkeimmistä indikaattoreista, joka määrää suuresti

MATERIAALIT maantiedon tietokonekokeeseen valmistautumiseen luokka 5 (maantieteen perusteellinen opiskelu) Opettaja: Yu.

1.2.8. Ilmasto-olosuhteet (GU "Irkutsk TsGMS-R" Irkutsk UGMS of Roshydrometin; Zabaikalskoye UGMS Roshydromet; valtion laitos "Buryatsky TsGMS" Transbaikal UGMS of Roshydromet) seurauksena merkittävä negatiivinen

Tehtävät A2 maantieteessä 1. Mikä seuraavista kivilajeista on muodonmuutosalkuperää? 1) hiekkakivi 2) tuffi 3) kalkkikivi 4) marmori Marmori kuuluu metamorfisiin kiviin. Hiekkakivi