Régime thermique de la surface terrestre et de l'air. Régime thermique de l'atmosphère
Régime thermique de la surface terrestre. Le rayonnement solaire atteignant la Terre réchauffe principalement sa surface. L’état thermique de la surface terrestre est donc la principale source de chauffage et de refroidissement des couches inférieures de l’atmosphère.
Les conditions de chauffage de la surface terrestre dépendent de sa propriétés physiques. Tout d’abord, il existe de fortes différences dans le chauffage de la surface de la terre et de l’eau. Sur terre, la chaleur se propage en profondeur principalement grâce à une conductivité thermique moléculaire inefficace. Les fluctuations quotidiennes de température à la surface du sol ne s'étendent donc que jusqu'à une profondeur de 1 moi, et annuel - jusqu'à 10-20 m.À la surface de l’eau, la température se propage en profondeur principalement par le mélange des masses d’eau ; la conductivité thermique moléculaire est négligeable. De plus, la pénétration plus profonde du rayonnement dans l'eau joue ici un rôle, ainsi que la capacité thermique plus élevée de l'eau par rapport à la terre. Par conséquent, les fluctuations de température quotidiennes et annuelles s'étendent à de plus grandes profondeurs dans l'eau que sur terre : quotidiennement - jusqu'à des dizaines de mètres, annuelles - jusqu'à des centaines de mètres. En conséquence, la chaleur qui va et vient à la surface de la Terre est répartie dans une couche de terre plus mince que la surface de l'eau. Cela signifie que les fluctuations de température quotidiennes et annuelles à la surface des terres devraient être beaucoup plus importantes qu'à la surface de l'eau. Étant donné que l'air est chauffé à partir de la surface de la Terre, avec la même valeur de rayonnement solaire en été et pendant la journée, la température de l'air au-dessus de la terre sera plus élevée qu'au-dessus de la mer, et vice versa en hiver et la nuit.
L'hétérogénéité de la surface du sol affecte également les conditions de son chauffage. La couverture végétale évite un fort échauffement du sol pendant la journée et réduit son refroidissement la nuit. La couverture neigeuse protège le sol des pertes de chaleur excessives en hiver. Les amplitudes journalières de température sous le couvert végétal seront ainsi réduites. L'effet combiné du couvert végétal en été et hiver enneigé réduit l'amplitude annuelle de la température par rapport à la surface nue.
Les limites extrêmes de la fluctuation de la température à la surface des terres sont les suivantes. Dans les déserts des régions subtropicales, la température peut monter jusqu'à +80° ; sur la surface enneigée de l'Antarctique, elle peut descendre jusqu'à -90°.
A la surface de l'eau, les moments de température maximale et minimale dans le cycle quotidien et annuel sont décalés par rapport à la terre. Le maximum quotidien se produit vers 15-16 heure, au moins dans 2-3 heure après le lever du soleil. La température annuelle maximale de la surface de l'océan se produit en août dans l'hémisphère nord et le minimum annuel se produit en février. La température maximale observée à la surface de l'océan est d'environ 27°, la surface de la mer interne piscines d'eau 45°; la température minimale est respectivement de -2 et -13°.
Régime thermique de l'atmosphère.Les changements de température de l'air sont déterminés par plusieurs raisons : le rayonnement solaire et terrestre, la conductivité thermique moléculaire, l'évaporation et la condensation de la vapeur d'eau, les changements adiabatiques et le transfert de chaleur avec la masse d'air.
Pour les couches inférieures de l'atmosphère, l'absorption directe du rayonnement solaire a peu d'importance ; leur absorption du rayonnement terrestre à ondes longues est bien plus importante. La conductivité thermique moléculaire chauffe l'air directement adjacent à la surface de la Terre. Lorsque l'eau s'évapore, de la chaleur est consommée et donc l'air se refroidit ; lorsque la vapeur d'eau se condense, de la chaleur est libérée et l'air se réchauffe.
A une grande influence sur la répartition de la température de l'air changement adiabatique c'est-à-dire un changement de température sans échange thermique avec l'air ambiant. L'air ascendant se dilate ; le travail est consacré à l'expansion, ce qui entraîne une diminution de la température. Lorsque l’air descend, le processus inverse se produit. L'air sec ou non saturé en vapeur d'eau est refroidi de manière adiabatique tous les 100 m augmenter de 1°. L'air saturé de vapeur d'eau se refroidit en s'élevant moins (en moyenne de 0°,6 pour 100 m monter), puisque dans ce cas il se produit une condensation de vapeur d'eau, qui s'accompagne d'un dégagement de chaleur.
Le transfert de chaleur avec la masse d'air a une influence particulièrement importante sur le régime thermique de l'atmosphère. Par conséquent diffusion générale Dans l'atmosphère, des mouvements verticaux et horizontaux des masses d'air se produisent en permanence, capturant toute l'épaisseur de la troposphère et pénétrant même dans la basse stratosphère. Le premier s'appelle convection, deuxième - advection. Ce sont les principaux processus qui déterminent la répartition réelle de la température de l’air à la surface de la terre et de la mer et à différentes altitudes. Les processus adiabatiques ne sont qu'une conséquence physique des changements de température de l'air se déplaçant selon les lois de la circulation atmosphérique. Le rôle du transfert de chaleur ainsi que de la masse d'air peut être jugé par le fait que la quantité de chaleur reçue par l'air à la suite de la convection est 4 000 fois supérieure à la chaleur reçue par le rayonnement de la surface de la Terre et 500 000 fois supérieure.
que la chaleur obtenue par conduction thermique moléculaire. D'après l'équation d'état des gaz, la température devrait diminuer avec l'altitude. Cependant, dans des conditions particulières de chauffage et de refroidissement de l'air, la température peut augmenter avec l'altitude. Ce phénomène est appelé inversion de température. L'inversion se produit lorsque la surface de la Terre est fortement refroidie en raison du rayonnement, lorsque l'air froid s'écoule dans les dépressions et lorsque l'air descend dans une atmosphère libre, c'est-à-dire au-dessus du niveau de friction. Les inversions de température jouent grand rôle dans la circulation atmosphérique et affectent le temps et le climat. Indemnité journalière et cours annuel les températures de l'air dépendent de l'évolution du rayonnement solaire. Cependant, l'apparition des températures maximales et minimales est en retard par rapport au maximum et au minimum du rayonnement solaire. Après midi, l'apport de chaleur du Soleil commence à diminuer, mais la température de l'air continue d'augmenter pendant un certain temps, car la perte de rayonnement solaire est compensée par l'émission de chaleur de la surface de la Terre. La nuit, la baisse de température se poursuit jusqu'au lever du soleil en raison du rayonnement thermique terrestre (Fig. 11). Un schéma similaire s’applique à la variation annuelle de la température. L'amplitude des fluctuations de la température de l'air est inférieure à celle de la surface de la Terre, et avec l'éloignement de la surface, l'amplitude des fluctuations diminue naturellement et les moments de température maximale et minimale deviennent de plus en plus retardés. L'ampleur des fluctuations quotidiennes de température diminue avec l'augmentation de la latitude et avec l'augmentation de la nébulosité et des précipitations. À la surface de l’eau, l’amplitude est beaucoup plus faible qu’à la surface de la terre.
Si la surface de la Terre était homogène et que l'atmosphère et l'hydrosphère étaient stationnaires, alors la répartition de la chaleur sur la surface serait déterminée uniquement par l'afflux de rayonnement solaire, et la température de l'air diminuerait progressivement de l'équateur aux pôles, restant la pareil à chaque parallèle. Cette température est appelée solaire.
Les températures réelles dépendent de la nature de la surface et des échanges thermiques interlatitudinaux et diffèrent considérablement des températures solaires. différentes latitudes en degrés sont indiqués dans le tableau. 1.
Une représentation visuelle de la répartition de la température de l'air à la surface de la Terre est représentée par des cartes d'isothermes - des lignes reliant des points avec les mêmes températures (Fig. 12, 13).
Comme le montrent les cartes, les isothermes s'écartent fortement des parallèles, ce qui s'explique par plusieurs raisons : chauffage inégal de la terre et de la mer, présence de courants marins chauds et froids, influence de la circulation générale de l'atmosphère (par exemple exemple, le transport vers l'ouest vers latitudes tempérées), l'influence du relief (effet barrière sur le mouvement de l'air des systèmes montagneux, accumulation d'air froid dans les bassins intermontagnards, etc.), l'ampleur de l'albédo (par exemple, le grand albédo de la surface neige-glace de l'Antarctique et Groenland).
La température maximale absolue de l'air sur Terre est observée en Afrique (Tripoli) - environ +58°. Le minimum absolu constatée en Antarctique (-88°).
Basé sur la distribution des isothermes, ceintures thermiquesà la surface de la terre. Les tropiques et les cercles polaires, qui délimitent les zones de changement brusque du régime d'éclairement (voir chapitre 1), sont, en première approximation, les limites du changement de régime thermique. Étant donné que les températures réelles de l’air diffèrent des températures solaires, les isothermes caractéristiques sont considérées comme des zones thermiques. Ces isothermes sont : 20° annuel (la limite des saisons prononcées de l'année et une faible amplitude de température), le mois le plus chaud 10° (la limite de la forêt) et le mois le plus chaud 0° (la limite du gel éternel).
Entre les isothermes annuels de 20° des deux hémisphères se trouve une zone chaude, entre l'isotherme annuel de 20° et l'isotherme du
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La surface de la Terre est chauffée directement par les rayons du soleil, et l'atmosphère en est chauffée. La surface qui reçoit et restitue de la chaleur s'appelle surface active . Dans le régime de température de surface, on distingue les variations de température journalières et annuelles. Variation quotidienne des températures de surface – changement de température de surface au cours de la journée. La variation quotidienne des températures à la surface des terres (sèches et dépourvues de végétation) est caractérisée par un maximum vers 13h00 et un minimum avant le lever du soleil. Les températures diurnes maximales à la surface des terres peuvent atteindre 80 0 C dans les régions subtropicales et environ 60 0 C sous les latitudes tempérées.
La différence entre la température quotidienne maximale et minimale de la surface est appelée plage de température quotidienne. L'amplitude de température quotidienne peut atteindre 40 0 C en été, en hiver, l'amplitude de température quotidienne est la plus petite - jusqu'à 10 0 C.
Variation annuelle de la température de surface– l'évolution de la température mensuelle moyenne de surface tout au long de l'année est déterminée par l'évolution du rayonnement solaire et dépend de la latitude du lieu. Sous les latitudes tempérées, la température maximale de la surface terrestre est observée en juillet, la minimale en janvier ; sur l'océan, les maximums et les minimums sont décalés d'un mois.
Plage annuelle de températures de surfaceégal à la différence entre les températures mensuelles moyennes maximales et minimales ; augmente avec l'augmentation de la latitude, ce qui s'explique par les fluctuations croissantes du rayonnement solaire. L'amplitude annuelle de la température atteint ses plus grandes valeurs sur les continents ; sur les océans et sur les bords de mer, il y en a beaucoup moins. La plus petite amplitude de température annuelle est observée aux latitudes équatoriales (2-3 0), la plus grande aux latitudes subarctiques des continents (plus de 60 0).
Régime thermique de l'atmosphère. L'air atmosphérique est légèrement chauffé directement par les rayons du soleil. Parce que la coquille d'air transmet librement les rayons du soleil. L'atmosphère est chauffée par la surface sous-jacente. La chaleur est transférée à l'atmosphère par convection, advection et condensation de la vapeur d'eau. Les couches d'air, chauffées par le sol, deviennent plus légères et montent vers le haut, tandis que l'air plus froid, donc plus lourd, descend. En raison de la chaleur convection Les hautes couches d’air se réchauffent. Le deuxième processus de transfert de chaleur est advection– transfert d'air horizontal. Le rôle de l'advection est de transférer la chaleur des basses latitudes vers les hautes latitudes ; en hiver, la chaleur est transférée des océans vers les continents. Condensation de vapeur d'eau- un processus important qui transfère la chaleur vers les couches élevées de l'atmosphère - lors de l'évaporation, la chaleur est extraite de la surface d'évaporation ; lors de la condensation dans l'atmosphère, cette chaleur est libérée.
La température diminue avec l'altitude. Le changement de température de l'air par unité de distance est appelé gradient de température vertical, en moyenne, elle est de 0,6 0 pour 100 m. Dans le même temps, l'évolution de cette diminution dans les différentes couches de la troposphère est différente : 0,3-0,4 0 jusqu'à une hauteur de 1,5 km ; 0,5-0,6 – entre des hauteurs de 1,5 à 6 km ; 0,65-0,75 – de 6 à 9 km et 0,5-0,2 – de 9 à 12 km. Dans la couche de sol (2 m d'épaisseur), les pentes, recalculées par 100 m, sont calculées en centaines de degrés. Dans l'air ascendant, la température change de manière adiabatique. Processus adiabatique – le processus de changement de température de l'air lors de son mouvement vertical sans échange thermique avec l'environnement (dans une masse, sans échange thermique avec d'autres milieux).
Des exceptions sont souvent observées dans la distribution verticale des températures décrite. Il arrive que les couches supérieures de l'air soient plus chaudes que les couches inférieures adjacentes au sol. Ce phénomène est appelé inversion de température (la température augmente avec l'altitude) . Le plus souvent, une inversion est la conséquence d'un fort refroidissement de la couche d'air superficiel, provoqué par un fort refroidissement de la surface de la Terre lors des nuits claires et calmes, principalement en hiver. En terrain accidenté, les masses d'air froid s'écoulent lentement le long des pentes et stagnent dans des bassins, des dépressions, etc. Des inversions peuvent également se former lorsque les masses d'air se déplacent des zones chaudes vers les zones froides, car lorsque l'air chauffé circule sur une surface sous-jacente froide, ses couches inférieures se refroidissent sensiblement (inversion de compression).
Son ampleur et son évolution sur la surface directement chauffée par les rayons du soleil. Lorsqu'elle est chauffée, cette surface transfère de la chaleur (dans la gamme des ondes longues) à la fois aux couches sous-jacentes et à l'atmosphère. La surface elle-même est appelée surface active.
La valeur maximale de tous les éléments du bilan thermique est observée vers midi. L'exception est l'échange thermique maximal dans le sol, qui se produit le matin. Les amplitudes maximales de variation journalière des composantes du bilan thermique sont observées en été, les minimales en hiver.
Dans la variation diurne de la température de surface, sèche et dépourvue de végétation, par temps clair, le maximum se produit après 14 heures, et le minimum se situe autour de l'heure du lever du soleil. La nébulosité peut perturber les températures quotidiennes, provoquant un changement des valeurs maximales et minimales. L'humidité de la surface et la végétation ont une grande influence sur l'évolution de la température.
Les températures diurnes maximales en surface peuvent atteindre +80 °C ou plus. Les fluctuations quotidiennes atteignent 40 degrés. L'ampleur des valeurs extrêmes et des amplitudes de température dépend de la latitude du lieu, de la période de l'année, de la nébulosité, des propriétés thermiques de la surface, de sa couleur, de sa rugosité, de la nature du couvert végétal et de l'orientation de la pente (exposition).
La propagation de la chaleur depuis la surface active dépend de la composition du substrat sous-jacent et sera déterminée par sa capacité thermique et sa conductivité thermique. À la surface des continents, le substrat sous-jacent est le sol, dans les océans (mer), c'est l'eau.
Les sols ont généralement une capacité thermique inférieure à celle de l’eau et une plus grande conductivité thermique. Par conséquent, ils chauffent et refroidissent plus rapidement que l’eau.
Il faut du temps pour transférer la chaleur d'une couche à l'autre, et les moments d'apparition des valeurs de température maximale et minimale au cours de la journée sont retardés d'environ 3 heures tous les 10 cm. Plus la couche est profonde, moins elle reçoit de chaleur et plus les fluctuations de température sont faibles. L'amplitude des fluctuations quotidiennes de température avec la profondeur diminue de 2 fois tous les 15 cm. À une profondeur d’environ 1 m en moyenne, les fluctuations quotidiennes de la température du sol « s’éteignent ». La couche dans laquelle ils s'arrêtent s'appelle couche de température quotidienne constante.
Plus la période des fluctuations de température est longue, plus elles se propagent profondément. Ainsi, aux latitudes moyennes, la couche de température annuelle constante est située à une profondeur de 19 à 20 m, aux hautes latitudes - à une profondeur de 25 m et aux latitudes tropicales, où les amplitudes de température annuelles sont faibles - à une profondeur de 5 à 10 m Les moments d'apparition des températures maximales et minimales au cours des années sont retardés en moyenne de 20 à 30 jours par mètre.
La température dans la couche de température annuelle constante est proche de la température annuelle moyenne de l'air au-dessus de la surface.
Le sol est un composant du système climatique et constitue la batterie la plus active chaleur solaire arrivant à la surface de la terre.
La variation quotidienne de la température de surface sous-jacente présente un maximum et un minimum. Le minimum se produit au lever du soleil, le maximum dans l'après-midi. La phase du cycle diurne et son amplitude journalière dépendent de la période de l'année, de l'état de la surface sous-jacente, de la quantité et des précipitations, ainsi que de l'emplacement des stations, du type de sol et de sa composition mécanique.
Selon leur composition mécanique, les sols sont divisés en sols sableux, limoneux sableux et limoneux, différant par leur capacité thermique, leur diffusivité thermique et leur capacité thermique. propriétés génétiques(notamment par couleur). Les sols sombres absorbent davantage de rayonnement solaire et se réchauffent donc davantage que les sols clairs. Les sols sableux et limoneux sableux, caractérisés par une température du sol plus basse, sont plus chauds que les sols limoneux.
La variation annuelle de la température de la surface sous-jacente présente une périodicité simple avec un minimum en hiver et un maximum en été. Dans la majeure partie de la Russie, la température du sol la plus élevée est observée en juillet, à Extrême Orient dans la bande côtière de la mer d'Okhotsk, en juillet et août, dans le sud du territoire de Primorsky - en août.
Les températures maximales de la surface sous-jacente pendant la majeure partie de l'année caractérisent l'état thermique extrême du sol, et seulement pendant les mois les plus froids - la surface.
Les conditions météorologiques favorables pour que la surface sous-jacente atteigne des températures maximales sont : un temps partiellement nuageux, lorsque l'afflux de rayonnement solaire est maximum ; vents faibles ou calmes, car une augmentation de la vitesse du vent augmente l'évaporation de l'humidité du sol ; faibles précipitations, car le sol sec se caractérise par une conductivité thermique plus faible. De plus, dans un sol sec, la perte de chaleur par évaporation est moindre. Ainsi, les températures maximales absolues sont généralement observées pendant les périodes les plus claires. jours ensoleillés sur sol sec et généralement l'après-midi.
La répartition géographique des températures maximales annuelles moyennes absolues de la surface sous-jacente est similaire à la répartition des isogéothermes des températures mensuelles moyennes de la surface du sol dans mois d'été. Les isogéothermes ont une direction principalement latitudinale. L'influence des mers sur la température de la surface du sol se manifeste par le fait que sur la côte ouest du Japon et, à Sakhaline et au Kamtchatka, la direction latitudinale des isogéothermes est violée et se rapproche du méridional (répète les contours du littoral). Dans la partie européenne de la Russie, la température maximale annuelle absolue moyenne de la surface sous-jacente varie de 30 à 35°C sur la côte. mers du nord jusqu'à 60–62°С au sud région de Rostov, à Krasnodar et Territoire de Stavropol, en République de Kalmoukie et en République du Daghestan. Dans la région, les températures maximales annuelles moyennes absolues de la surface du sol sont inférieures de 3 à 5 °C à celles des basses terres voisines, ce qui est dû à l’influence des altitudes sur l’augmentation des précipitations dans la région et de l’humidité du sol. Les zones de plaine, protégées des vents dominants par les collines, se caractérisent par des précipitations réduites et des vitesses de vent plus faibles et, par conséquent, par des valeurs accrues des températures extrêmes de surface du sol.
L'augmentation la plus rapide des températures extrêmes du nord au sud se produit dans la zone de transition de forêt à zone, qui est associée à une diminution des précipitations dans zone steppique et avec des changements dans la composition du sol. Au sud, avec un taux d'humidité du sol généralement faible, les mêmes changements d'humidité du sol correspondent à des différences plus importantes de température des sols qui diffèrent par leur composition mécanique.
Il y a également une forte diminution de la moyenne des températures maximales annuelles absolues de la surface sous-jacente du sud au nord dans les régions septentrionales de la partie européenne de la Russie, lors de la transition de la zone forestière aux zones et à la toundra - zones d'humidité excessive. . Les régions du nord de la partie européenne de la Russie, en raison notamment d'une activité cyclonique active, se distinguent des régions du sud par une nébulosité accrue, ce qui réduit considérablement l'arrivée du rayonnement solaire à la surface de la Terre.
Dans la partie asiatique de la Russie, les maximales absolues moyennes les plus basses se produisent sur les îles et dans le nord (12 à 19°C). À mesure que l'on se déplace vers le sud, les températures extrêmes augmentent, et dans le nord des parties européennes et asiatiques de la Russie, cette augmentation se produit plus fortement que dans le reste du territoire. Dans les zones où les précipitations sont minimes (par exemple, les zones situées entre les rivières Lena et Aldan), des poches de températures extrêmes accrues sont identifiées. Les régions étant très complexes, les températures extrêmes de surface du sol pour les stations situées dans différents reliefs (zones montagneuses, bassins, plaines, vallées des grands fleuves sibériens) sont très différentes. Les températures maximales annuelles moyennes absolues de la surface sous-jacente atteignent leurs valeurs les plus élevées dans le sud de la partie asiatique de la Russie (à l'exception des zones côtières). Dans le sud du territoire du Primorie, les maximums annuels absolus moyens sont inférieurs à ceux des régions continentales situées à la même latitude. Ici, leurs valeurs atteignent 55-59°C.
Les températures minimales de la surface sous-jacente sont également observées dans des conditions très particulières : lors des nuits les plus froides, dans les heures proches du lever du soleil, dans des conditions météorologiques anticycloniques, lorsque la faible nébulosité favorise un rayonnement efficace maximum.
La distribution des isogéothermes des températures minimales annuelles absolues moyennes de la surface sous-jacente est similaire à la distribution des isothermes des températures minimales de l'air. Sur la majeure partie du territoire de la Russie, à l'exception des régions du sud et du nord, les isogéothermes de la température minimale annuelle absolue moyenne de la surface sous-jacente prennent une direction méridionale (diminuante d'ouest en est). Dans la partie européenne de la Russie, la moyenne des températures minimales annuelles absolues de la surface sous-jacente varie de -25°C dans les régions de l'ouest et du sud à -40...-45°C dans les régions de l'est et surtout du nord-est. (Crête de Timan et toundra Bolshezemelskaya). Les valeurs les plus élevées des minimums annuels absolus moyens de température (–16…–17°С) se produisent sur Côte de la mer Noire. Dans la majeure partie de la partie asiatique de la Russie, la moyenne des minimums annuels absolus varie entre –45…–55°С. Une répartition aussi insignifiante et assez uniforme de la température sur un vaste territoire est associée à l'uniformité des conditions de formation de températures minimales dans les zones exposées à l'influence de la Sibérie.
Dans les domaines Sibérie orientale avec un terrain complexe, notamment dans la République de Sakha (Yakoutie), ainsi que des facteurs de rayonnement, les caractéristiques du relief ont un impact significatif sur la diminution des températures minimales. Ici, dans les conditions difficiles du pays montagneux, des conditions particulièrement favorables sont créées dans les dépressions et les bassins pour refroidir la surface sous-jacente. Dans la République de Sakha (Iakoutie), les températures minimales annuelles moyennes absolues de la surface sous-jacente sont les plus basses de Russie (jusqu'à –57…–60°C).
Sur la côte des mers arctiques, en raison du développement d'une activité cyclonique hivernale active, les températures minimales sont plus élevées que dans les zones intérieures. Les isogéothermes ont une direction presque latitudinale, et la diminution de la moyenne des minimums annuels absolus du nord au sud se produit assez rapidement.
Sur le littoral, les isogéothermes suivent les contours du littoral. L'influence du minimum des Aléoutiennes se manifeste par une augmentation de la moyenne des minimums annuels absolus dans la zone côtière par rapport aux zones intérieures, en particulier sur la côte sud du kraï du Primorie et à Sakhaline. La moyenne des minimums annuels absolus est ici de –25…–30°С.
Le gel du sol dépend de l'ampleur des températures de l'air négatives pendant la saison froide. Le facteur le plus important empêchant le gel du sol est la présence d’une couverture neigeuse. Ses caractéristiques telles que le temps de formation, l'épaisseur et la durée d'apparition déterminent la profondeur de gel du sol. L'établissement tardif de la couverture neigeuse contribue à un gel plus important des sols, puisque dans la première moitié de l'hiver, l'intensité du gel des sols est la plus élevée et, à l'inverse, l'établissement précoce de la couverture neigeuse empêche un gel important des sols. L'influence de l'épaisseur de la couverture neigeuse est plus prononcée dans les régions où la température de l'air est basse.
Dans le même temps, la profondeur de gel dépend du type de sol, de sa composition mécanique et de son humidité.
Par exemple, dans les régions septentrionales de la Sibérie occidentale, avec une couverture neigeuse faible et épaisse, la profondeur de gel du sol est moindre que dans les régions plus méridionales et plus chaudes avec une faible couverture neigeuse. Une situation particulière se présente dans les zones à couverture neigeuse instable (régions méridionales de la partie européenne de la Russie), où elle peut contribuer à une augmentation de la profondeur de gel du sol. Cela est dû au fait qu'avec les changements fréquents de gel et de dégel, une croûte de glace se forme à la surface d'une fine couche de neige, dont le coefficient de conductivité thermique est plusieurs fois supérieur à la conductivité thermique de la neige et de l'eau. En présence d'une telle croûte, le sol se refroidit et gèle beaucoup plus rapidement. La présence d’un couvert végétal contribue à réduire la profondeur du gel du sol, car il retient et accumule la neige.
Transcription
1 RÉGIME THERMIQUE DE L'ATMOSPHÈRE et DE LA SURFACE DE LA TERRE
2 Bilan thermique de la surface terrestre La surface terrestre reçoit le rayonnement total et le contre-rayonnement de l'atmosphère. Ils sont absorbés par la surface, c'est-à-dire qu'ils vont réchauffer les couches supérieures du sol et de l'eau. En même temps, la surface de la Terre rayonne et perd en même temps de la chaleur.
3 La surface terrestre (surface active, surface sous-jacente), c'est-à-dire la surface du sol ou de l'eau (végétation, neige, couche de glace), en continu différentes façons gagne et perd de la chaleur. À travers la surface terrestre, la chaleur est transférée vers le haut dans l’atmosphère et vers le sol ou l’eau. À tout moment, la même quantité de chaleur quitte la surface de la Terre de haut en bas qu’elle reçoit du haut et du bas pendant cette période. S’il en était autrement, la loi de conservation de l’énergie ne serait pas remplie : il faudrait supposer que l’énergie apparaît ou disparaît à la surface de la Terre. Somme algébrique de tous les flux et flux de chaleur à la surface de la Terre devrait être égal à zéro. Ceci est exprimé par l’équation du bilan thermique de la surface terrestre.
4 équation du bilan thermique, Pour écrire l'équation du bilan thermique, nous combinons d'abord le rayonnement absorbé Q (1- A) et le rayonnement effectif Eef = Ez - Ea dans le bilan radiatif : B = S + D R + Ea Ez ou B = Q (1 - A) - Eef
5 Bilan radiatif de la surface terrestre - C'est la différence entre le rayonnement absorbé (rayonnement total moins réfléchi) et le rayonnement effectif (rayonnement de la surface terrestre moins contre-rayonnement) B=S +D R + Eа Ез В=Q(1-A) -Eeff La nuit, balance des ondes courtes = 0 Donc B= - Eeff
6 1) Nous désignerons l'arrivée de chaleur de l'air ou sa libération dans l'air par conductivité thermique par P 2) Nous désignerons le même gain ou consommation par échange de chaleur avec des couches plus profondes de sol ou d'eau par A. 3) Nous désignera la perte de chaleur lors de l'évaporation ou son arrivée lors de la condensation à la surface terrestre LE, où L est la chaleur spécifique d'évaporation et E est l'évaporation/condensation (masse d'eau). Alors l'équation du bilan thermique de la surface terrestre s'écrira ainsi : B = P + A + LE L'équation du bilan thermique fait référence à une unité de surface active Tous ses membres sont des flux d'énergie Ils ont la dimension W/m 2
7, la signification de l'équation est que le bilan radiatif à la surface de la Terre est équilibré par un transfert de chaleur non radiatif. L'équation est valable pour n'importe quelle période de temps, y compris une période pluriannuelle.
8 Composantes du bilan thermique du système Terre-atmosphère Reçue du soleil Donnée par la surface de la Terre
9 Options de bilan thermique Q bilan radiatif LE consommation de chaleur pour l'évaporation H flux de chaleur turbulent depuis (vers) l'atmosphère depuis la surface sous-jacente G -- flux de chaleur vers (depuis) les profondeurs du sol
10 Entrant et sortant B=Q(1-A)-Eeff B= P+A+LE Q(1-A)- Le flux de rayonnement solaire, partiellement réfléchi, pénètre profondément dans la couche active à différentes profondeurs et la réchauffe toujours Le rayonnement efficace refroidit généralement la surface Eeff L'évaporation refroidit également toujours la surface LE Le flux de chaleur dans l'atmosphère P refroidit la surface pendant la journée lorsqu'elle est plus chaude que l'air, mais la réchauffe la nuit lorsque l'atmosphère est plus chaude que la surface. de la terre. Flux de chaleur dans le sol A, élimine l'excès de chaleur pendant la journée (refroidit la surface), mais fournit la chaleur manquante des profondeurs la nuit
11 la température annuelle moyenne de la surface terrestre et de la couche active varie peu d'une année à l'autre. Cela signifie que pendant la journée, presque autant de chaleur pénètre profondément dans le sol ou l’eau qu’elle en sort la nuit. Mais néanmoins, pendant la journée d'été, la chaleur descend légèrement plus que celle qui vient d'en bas. Par conséquent, les couches de sol et d’eau, ainsi que leur surface, se réchauffent de jour en jour. En hiver, le processus inverse se produit. Ces changements saisonniers dans l'apport et la production de chaleur dans le sol et l'eau sont presque équilibrés tout au long de l'année, et la température annuelle moyenne de la surface terrestre et de la couche active change peu d'année en année.
12 La surface sous-jacente est la surface de la Terre qui interagit directement avec l'atmosphère
13 Surface active Types de surface active d'échange thermique Il s'agit de la surface du sol, de la végétation et de tout autre type de surface terrestre et océanique (eau) qui absorbe et libère de la chaleur. Elle régule le régime thermique du corps lui-même et de la couche d'air adjacente. (couche de sol)
14 Valeurs approximatives des paramètres des propriétés thermiques de la couche active de la substance terrestre Densité Kg/m 3 Capacité thermique J/(kg K) Conductivité thermique W/(m K) air 1,02 eau, 63 glace, 5 neige , 11 bois, 0 sable, 25 roche, 0
15 Comment la terre se réchauffe : la conductivité thermique est l'un des types de transfert de chaleur
16 Le mécanisme de conductivité thermique (transfert de chaleur en profondeur dans le corps) La conductivité thermique est l'un des types de transfert de chaleur des parties du corps les plus chauffées vers les parties moins chauffées, conduisant à une égalisation de la température. Dans ce cas, l'énergie est transférée dans le corps des particules (molécules, atomes, électrons) avec plus d'énergie vers des particules avec moins. Si le changement relatif de température T à une distance du libre parcours moyen des particules est faible, alors la base La loi de conductivité thermique (loi de Fourier) est satisfaite : le flux de densité thermique q est proportionnel à la qualité T, c'est-à-dire que où λ est le coefficient de conductivité thermique, ou simplement la conductivité thermique, ne dépend pas de la qualité T. λ dépend de état d'agrégation substance (voir tableau), sa structure atomique-moléculaire, sa température et sa pression, sa composition (dans le cas d'un mélange ou d'une solution), etc. Flux de chaleur dans le sol Dans l'équation du bilan thermique, c'est A G T c z
17 Le transfert de chaleur vers le sol obéit aux lois de conductivité thermique de Fourier (1 et 2) 1) La période de fluctuation de température ne change pas avec la profondeur 2) L'amplitude de la fluctuation décroît de façon exponentielle avec la profondeur
18 Répartition de la chaleur en profondeur dans le sol Plus la densité et l'humidité du sol sont élevées, plus il conduit la chaleur, plus elle se propage rapidement en profondeur et plus les variations de température pénètrent en profondeur. Mais quel que soit le type de sol, la période des fluctuations de température ne change pas avec la profondeur. Cela signifie que non seulement en surface, mais aussi en profondeur, il reste un cycle quotidien avec une période de 24 heures entre deux maximums ou minimums successifs et un cycle annuel avec une période de 12 mois.
19 Formation de température dans la couche supérieure du sol (Ce que montrent les thermomètres à manivelle) L'amplitude des fluctuations diminue de façon exponentielle. En dessous d'une certaine profondeur (environ cm), la température reste quasiment inchangée au cours de la journée.
20 Variation journalière et annuelle de la température de surface du sol La température à la surface du sol présente une variation journalière : le minimum est observé environ une demi-heure après le lever du soleil. À ce stade, le bilan radiatif de la surface du sol devient égal à zéro ; le transfert de chaleur depuis la couche supérieure du sol par rayonnement effectif est équilibré par l'afflux accru de rayonnement total. L'échange thermique non radiatif est actuellement insignifiant. Ensuite, la température à la surface du sol augmente jusqu'à quelques heures où elle atteint son maximum quotidien. Après cela, la température commence à baisser. Le bilan radiatif de l'après-midi reste positif ; cependant, le transfert de chaleur pendant la journée de la couche supérieure du sol vers l'atmosphère se produit non seulement par rayonnement efficace, mais également par une conductivité thermique accrue, ainsi que par une évaporation accrue de l'eau. Le transfert de chaleur en profondeur dans le sol se poursuit également. Par conséquent, la température à la surface du sol chute des heures jusqu'au minimum du matin.
21 Variation journalière de la température du sol à différentes profondeurs, l'amplitude des fluctuations diminue avec la profondeur. Ainsi, si à la surface l'amplitude quotidienne est de 30 et à une profondeur de 20 cm - 5, alors à une profondeur de 40 cm, elle sera inférieure à 1. À une profondeur relativement faible, l'amplitude quotidienne diminue jusqu'à zéro. A cette profondeur (environ cm) commence une couche de température quotidienne constante. Pavlovsk, mai. L'amplitude des fluctuations annuelles de température diminue avec la profondeur selon la même loi. Cependant, les fluctuations annuelles s'étendent à de plus grandes profondeurs, ce qui est compréhensible : il y a plus de temps pour leur propagation. Les amplitudes des fluctuations annuelles diminuent jusqu'à zéro à une profondeur d'environ 30 m aux latitudes polaires, d'environ m aux latitudes moyennes, d'environ 10 m sous les tropiques (où les amplitudes annuelles à la surface du sol sont plus petites qu'aux latitudes moyennes). À ces profondeurs, une couche de température annuelle constante commence. Le cycle diurne dans le sol s'atténue avec la profondeur en amplitude et est en décalage de phase en fonction de l'humidité du sol : le maximum se produit le soir sur terre et la nuit sur l'eau (ainsi que le minimum le matin et le jour)
22 Lois de Fourier sur la conductivité thermique (3) 3) Le retard de phase de l'oscillation augmente linéairement avec la profondeur. l'heure de température maximale se décale de plusieurs heures par rapport aux couches supérieures (le soir et même la nuit)
23 Quatrième loi de Fourier Les profondeurs des couches de températures constantes quotidiennes et annuelles sont liées les unes aux autres comme les racines carrées des périodes d'oscillations, c'est-à-dire comme 1 : 365. Cela signifie que la profondeur à laquelle les oscillations annuelles s'éteignent est de 19 fois supérieure à la profondeur à laquelle les fluctuations diurnes s'éteignent. Et cette loi, tout comme les autres lois de Fourier, est assez bien confirmée par les observations.
24 Formation de la température dans toute la couche active du sol (ce que montrent les thermomètres à gaz d'échappement) 1. La période de fluctuations de température ne change pas avec la profondeur 2. En dessous d'une certaine profondeur, la température ne change pas au cours de l'année. 3. La profondeur de propagation des fluctuations annuelles est environ 19 fois supérieure à celle des fluctuations quotidiennes
25 Pénétration des fluctuations de température en profondeur dans le sol conformément au modèle de conductivité thermique Toutes les conséquences établies à partir du modèle de conductivité thermique sont tout à fait cohérentes avec les données d'observation, c'est pourquoi elles sont souvent appelées lois de Fourier.
26. La variation quotidienne moyenne de la température à la surface du sol (P) et dans l'air à une hauteur de 2 m (V). Pavlovsk, juin. Les températures maximales à la surface du sol sont généralement plus élevées que dans l’air à la hauteur de la cabine météorologique. Cela se comprend : pendant la journée, le rayonnement solaire chauffe d’abord le sol, puis l’air.
27 variation annuelle de la température du sol Bien entendu, la température de la surface du sol change également au cours de la variation annuelle. Sous les latitudes tropicales, son amplitude annuelle, c'est-à-dire la différence entre les températures moyennes à long terme des mois les plus chauds et les plus froids de l'année, est faible et augmente avec la latitude. Dans l'hémisphère nord, à la latitude 10, il est d'environ 3, à la latitude 30, environ 10, à la latitude 50, en moyenne, environ 25.
28 Les fluctuations de température dans le sol s'atténuent avec la profondeur en amplitude et en décalage de phase, le maximum se décalant vers l'automne et le minimum vers le printemps. Les maximums et minimums annuels décalent de jours pour chaque mètre de profondeur. Variation annuelle de la température du sol à différentes profondeurs de 3 à 753 cm à Kaliningrad. Sous les latitudes tropicales, l’amplitude annuelle, c’est-à-dire la différence entre les températures moyennes à long terme des mois les plus chauds et les plus froids de l’année, est faible et augmente avec la latitude. Dans l'hémisphère nord, à la latitude 10, il est d'environ 3, à la latitude 30, environ 10, à la latitude 50, en moyenne, environ 25.
29 Méthode des isoplèthes thermiques Représente visuellement toutes les caractéristiques de la variation de température dans le temps et en profondeur (en un point) Exemple de variation annuelle et de variation diurne Isoplèthes de la variation annuelle de température du sol à Tbilissi
30 Variation quotidienne de la température de l'air dans la couche superficielle La température de l'air évolue dans la variation quotidienne en fonction de la température de la surface terrestre. Étant donné que l'air est chauffé et refroidi depuis la surface de la terre, l'amplitude de la variation quotidienne de température dans la cabine météorologique est inférieure à celle à la surface du sol, en moyenne d'environ un tiers. Une augmentation de la température de l'air commence avec une augmentation de la température du sol (15 minutes plus tard) le matin, après le lever du soleil. Vers 10h00, la température du sol, comme nous le savons, commence à baisser. En heures, elle s'égalise avec la température de l'air ; à partir de ce moment, avec une nouvelle baisse de la température du sol, la température de l'air commence à baisser. Ainsi, le minimum de la variation quotidienne de la température de l'air à la surface de la Terre se produit peu de temps après le lever du soleil et le maximum se produit au cours des heures.
32 Différences dans le régime thermique du sol et des masses d'eau Il existe de fortes différences dans les caractéristiques thermiques et thermiques des couches superficielles du sol et des couches supérieures des masses d'eau. Dans le sol, la chaleur se propage verticalement par conductivité thermique moléculaire, et dans l'eau facilement mobile également par mélange turbulent des couches d'eau, ce qui est beaucoup plus efficace. La turbulence dans les plans d'eau est principalement causée par les vagues et les courants. Mais la nuit et pendant la saison froide, ce type de turbulence s'accompagne également de convection thermique : l'eau refroidie en surface retombe en raison de l'augmentation de la densité et est remplacée par davantage d'eau. eau chaude des couches inférieures.
33 Caractéristiques de la température des masses d'eau associées à des coefficients élevés de transfert de chaleur turbulent Les fluctuations quotidiennes et annuelles de l'eau pénètrent à des profondeurs beaucoup plus grandes que dans le sol. Les amplitudes de température sont beaucoup plus petites et presque identiques dans l'UCL des lacs et des mers. Flux de chaleur dans les zones actives la couche d'eau est plusieurs fois plus grande que celle du sol
34 Fluctuations journalières et annuelles De ce fait, les fluctuations journalières de la température de l'eau s'étendent jusqu'à une profondeur de l'ordre de plusieurs dizaines de mètres, et dans le sol jusqu'à moins d'un mètre. Les fluctuations annuelles de température de l'eau s'étendent jusqu'à des centaines de mètres de profondeur, et dans le sol seulement jusqu'à un mètre. Ainsi, la chaleur qui monte à la surface de l'eau pendant la journée et l'été pénètre à une profondeur considérable et chauffe une grande épaisseur. de l'eau. La température de la couche supérieure et de la surface de l'eau elle-même augmente légèrement. Dans le sol, la chaleur entrante est répartie dans la fine couche supérieure, qui devient ainsi très chaude. L'échange de chaleur avec les couches plus profondes dans l'équation du bilan thermique « A » pour l'eau est beaucoup plus important que pour le sol, et le flux de chaleur vers l'atmosphère « P » (turbulence) est en conséquence moindre. La nuit et en hiver, l'eau perd de la chaleur de la couche superficielle, mais est remplacée par la chaleur accumulée des couches sous-jacentes. La température à la surface de l’eau diminue donc lentement. A la surface du sol, la température baisse rapidement lorsque de la chaleur est dégagée : la chaleur accumulée dans la fine couche supérieure le quitte rapidement sans être reconstituée par le bas.
35 cartes d'échange thermique turbulent entre l'atmosphère et la surface sous-jacente ont été obtenues
36 Dans les océans et les mers, l'évaporation joue également un certain rôle dans le mélange des couches et le transfert de chaleur associé. Avec une évaporation importante de la surface de la mer, la couche supérieure d'eau devient plus salée et plus dense, ce qui fait que l'eau coule de la surface vers les profondeurs. De plus, le rayonnement pénètre plus profondément dans l’eau que dans le sol. Enfin, la capacité thermique de l’eau est grande par rapport à celle du sol, et la même quantité de chaleur chauffe une masse d’eau à une température plus basse que la même masse de sol. CAPACITÉ THERMIQUE - La quantité de chaleur absorbée par un corps lorsqu'il est chauffé de 1 degré (Celsius) ou dégagée lorsqu'il est refroidi de 1 degré (Celsius) ou la capacité d'un matériau à s'accumuler. l'énérgie thermique.
37 En raison des différences indiquées dans la répartition de la chaleur : 1. l'eau s'accumule dans une couche d'eau suffisamment épaisse pendant la saison chaude un grand nombre de chaleur dégagée dans l’atmosphère pendant la saison froide. 2. Pendant la saison chaude, le sol dégage la nuit la majeure partie de la chaleur qu'il reçoit pendant la journée et n'en accumule qu'une petite partie en hiver. En raison de ces différences, la température de l’air au-dessus de la mer est plus basse en été et plus élevée en hiver qu’au-dessus de la terre. Aux latitudes moyennes, pendant la moitié chaude de l’année, 1,5 à 3 kcal de chaleur s’accumulent dans le sol pour chaque centimètre carré de surface. Durant les périodes froides, le sol rejette cette chaleur dans l’atmosphère. La valeur ±1,5 3 kcal/cm 2 par an est le renouvellement annuel de la chaleur du sol.
38 Les amplitudes des variations annuelles de température déterminent le climat continental ou Carte marine amplitudes de variation annuelle de température à la surface de la Terre
39 La position d'un lieu par rapport au littoral affecte de manière significative le régime de température, d'humidité, de nébulosité, de précipitations et détermine le degré de climat continental.
40 Climat continental Climat continental - totalité traits caractéristiques climat déterminé par l'influence du continent sur les processus de formation du climat. Dans le climat marin (climat maritime), de petites amplitudes annuelles de température de l'air sont observées par rapport au climat continental terrestre avec de grandes amplitudes annuelles de température.
41 La variation annuelle de la température de l'air à la latitude 62 N : sur les îles Féroé et à Iakoutsk reflète la situation géographique de ces points : dans le premier cas - au large de la côte ouest de l'Europe, dans le second - dans la partie orientale de l'Asie
42 L'amplitude annuelle moyenne à Tórshavn est de 8, à Yakutsk 62 C. Sur le continent Eurasie, une augmentation de l'amplitude annuelle est observée dans la direction d'ouest en est.
43 Eurasie - le continent avec la plus grande répartition climat continental Ce type de climat est typique des régions intérieures des continents. Le climat continental domine sur une partie importante du territoire de la Russie, de l'Ukraine, Asie centrale(Kazakhstan, Ouzbékistan, Tadjikistan), Chine intérieure, Mongolie, régions intérieures des États-Unis et du Canada. Le climat continental conduit à la formation de steppes et de déserts, car la majeure partie de l'humidité des mers et des océans n'atteint pas les régions intérieures.
L'indice de continentalité 44 est une caractéristique numérique de la continentalité climatique. Il existe un certain nombre d'options IK basées sur l'une ou l'autre fonction de l'amplitude annuelle de la température de l'air A : selon Gorchinsky, selon Conrad, selon Zenker, selon Khromov. Il existe des indices construits sur d'autres bases. Par exemple, le rapport entre la fréquence des masses d’air continentales et la fréquence des masses d’air marins a été proposé comme étant IK. L.G. Polozova a proposé de caractériser la continentalité séparément pour janvier et juillet par rapport à la plus grande continentalité à une latitude donnée ; cette dernière est déterminée par des anomalies de température. N. N. Ivanov a proposé I.K. en fonction de la latitude, des amplitudes de température annuelles et quotidiennes et du déficit hydrique du mois le plus sec.
45 indice de continentalité L'ampleur de l'amplitude annuelle de la température de l'air dépend de la latitude géographique. Aux basses latitudes, les amplitudes de température annuelles sont plus petites qu’aux hautes latitudes. Cette situation conduit à la nécessité d'exclure l'influence de la latitude sur l'amplitude annuelle. A cet effet, différents indicateurs de continentalité climatique ont été proposés, présentés en fonction de l'amplitude de température annuelle et de la latitude du lieu. Formule de L. Gorchinsky où A est l'amplitude annuelle de la température. La continentalité moyenne au-dessus de l'océan est nulle et pour Verkhoyansk, elle est de 100.
47 Marin et continental La région au climat maritime tempéré se caractérise par un climat assez hiver chaud(de -8 C à 0 C), des étés frais (+16 C) et de grandes quantités de précipitations (plus de 800 mm), tombant uniformément tout au long de l'année. Le climat continental tempéré se caractérise par des fluctuations de la température de l'air d'environ -8 C en janvier à +18 C en juillet ; les précipitations y sont supérieures à mm, ce qui tombe pour la plupart en été. La région climatique continentale se caractérise par plus basses températures V période hivernale(jusqu'à -20 C) et moins de précipitations (environ 600 mm). Dans la zone de climat continental modéré, l'hiver sera encore plus froid, jusqu'à -40 C, et les précipitations seront encore inférieures à mm.
48 Extrêmes Dans la région de Moscou en été, des températures allant jusqu'à +55 sont observées à la surface du sol nu, et dans les déserts même jusqu'à +80. Les températures minimales nocturnes, au contraire, sont plus basses à la surface du sol que dans l'air, car le sol est d'abord refroidi par un rayonnement efficace, puis l'air est refroidi par celui-ci. En hiver dans la région de Moscou, les températures nocturnes en surface (à cette époque recouvertes de neige) peuvent descendre en dessous de 50, en été (sauf juillet) jusqu'à zéro. Sur la surface de la neige à l'intérieur de l'Antarctique, même la température mensuelle moyenne en juin est d'environ 70°C et, dans certains cas, elle peut descendre jusqu'à 90°C.
49 Cartes de température moyenne de l’air pour janvier et juillet
50 Répartition de la température de l'air (la zonation de la répartition est le principal facteur de zonation climatique) Moyenne annuelle Moyenne estivale (juillet) Moyenne de janvier Moyenne des zones de latitude
51 Régime de température du territoire de la Russie Caractérisé par de grands contrastes en hiver. En Sibérie orientale, l'anticyclone hivernal, qui est une formation barique extrêmement stable, contribue à la formation d'un pôle froid dans le nord-est de la Russie avec une température mensuelle moyenne de l'air en hiver de 42 °C. La température minimale moyenne en hiver est de 55 °C. Sur le territoire européen de la Russie, sous l'influence du transfert d'air chaud de l'Atlantique, la température moyenne en hiver varie de C au sud-ouest, atteignant la côte de la mer Noire. valeurs positives, à C dans les régions centrales.
52 Température moyenne de l'air en surface (C) en hiver.
53 Température moyenne de l'air en surface (C) en été. La température moyenne de l'air varie de 4 5 C sur les côtes nord à C au sud-ouest, où son maximum moyen est de C, et le maximum absolu est de 45 C. L'amplitude des valeurs de température extrêmes atteint 90 C. Une caractéristique du Le régime de température de l'air en Russie réside dans ses grandes amplitudes quotidiennes et annuelles, en particulier dans le climat fortement continental du territoire asiatique. L'amplitude annuelle varie de 8,10 C dans l'EPR à 63 C en Sibérie orientale dans la région de la chaîne de Verkhoyansk.
54 Effet de la couverture végétale sur la température de surface du sol La couverture végétale réduit le refroidissement du sol la nuit. Le rayonnement nocturne provient principalement de la surface de la végétation elle-même, qui se refroidit le plus. Le sol sous végétation conserve une température plus élevée. Cependant, pendant la journée, la végétation empêche le réchauffement radiatif du sol. L'amplitude thermique journalière sous le couvert végétal est réduite et la température journalière moyenne est abaissée. Ainsi, la couverture végétale refroidit généralement le sol. Dans la région de Léningrad, la surface du sol en grandes cultures peut être 15 fois plus froide pendant la journée que celle en jachère. En moyenne, par jour, il fait 6 fois plus froid qu'un sol nu, et même à une profondeur de 5 à 10 cm, il reste une différence de 3 à 4.
55 L'influence de l'enneigement sur la température du sol L'enneigement protège le sol des pertes de chaleur en hiver. Le rayonnement provient de la surface même de la couverture neigeuse et le sol en dessous reste plus chaud que le sol nu. Dans le même temps, l'amplitude quotidienne de la température à la surface du sol sous la neige diminue fortement. DANS voie du milieu Sur le territoire européen de la Russie, avec une couverture neigeuse de 50 cm, la température de la surface du sol en dessous est 6,7 supérieure à la température du sol nu et 10 supérieure à la température à la surface de la couverture neigeuse elle-même. Le gel hivernal du sol sous la neige atteint des profondeurs d'environ 40 cm, et sans neige, il peut s'étendre jusqu'à des profondeurs de plus de 100 cm. Ainsi, la couverture végétale en été réduit la température à la surface du sol, et la couverture neigeuse en hiver, au contraire. , l'augmente. L’effet combiné du couvert végétal en été et de la couverture neigeuse en hiver réduit l’amplitude annuelle des températures à la surface du sol ; il s'agit d'une diminution de l'ordre de 10 par rapport au sol nu.
56 PHÉNOMÈNES MÉTÉOROLOGIQUES DANGEREUX ET LEURS CRITÈRES 1. très vent fort(y compris les grains) pas moins de 25 m/s, (y compris les rafales), sur les côtes maritimes et dans les zones montagneuses, pas moins de 35 m/s ; 2. très forte pluie au moins 50 mm pendant une période n'excédant pas 12 heures 3. précipitations d'au moins 30 mm pendant une période n'excédant pas 1 heure ; 4. neige très abondante d'au moins 20 mm sur une période ne dépassant pas 12 heures ; 5. grosse grêle - au moins 20 mm ; 6. forte tempête de neige - quand vitesse moyenne vent d'au moins 15 m/s et visibilité inférieure à 500 m ;
57 7. Fort tempête de poussière avec une vitesse moyenne du vent d'au moins 15 m/s et une visibilité ne dépassant pas 500 m ; 8. Visibilité en brouillard épais ne dépassant pas 50 m ; 9. Glace importante et dépôts de givre d'au moins 20 mm pour la glace, d'au moins 35 mm pour les dépôts complexes ou la neige mouillée, d'au moins 50 mm pour le gel. 10. Chaleur extrême – Élevée Température maximale aérer à au moins 35 ºС pendant plus de 5 jours. 11. Gel sévère - Température minimale de l'air d'au moins moins 35ºС pendant au moins 5 jours.
58 Phénomènes dangereux associé à des températures élevées Risque d'incendie Chaleur extrême
59 Phénomènes dangereux liés aux basses températures Tempêtes de neige - blizzards Fortes gelées Réchauffement brutal - sèche-cheveux
60 givre. Le gel est une diminution à court terme de la température de l'air ou de la surface active (surface du sol) jusqu'à O C et en dessous de contexte général températures journalières moyennes positives
61 Concepts de base sur la température de l'air CE QUE VOUS DEVEZ SAVOIR ! Carte de température annuelle moyenne Différences entre les températures estivales et hivernales Répartition zonale de la température Influence de la répartition des terres et de la mer Répartition de la température de l'air par hauteur Variations journalières et annuelles des températures du sol et de l'air Phénomènes météorologiques dangereux provoqués par les conditions de température
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