Régime thermique de la surface terrestre et de l'air. Régime thermique de l'atmosphère
Régime thermique de la surface terrestre. Le rayonnement solaire arrivant sur la Terre chauffe principalement sa surface. L'état thermique de la surface terrestre est donc la principale source de réchauffement 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 par conduction thermique moléculaire inefficace. À cet égard, les fluctuations quotidiennes de température à la surface terrestre ne s'étendent qu'à une profondeur de 1 moi, et annuel - jusqu'à 10-20 M. A la surface de l'eau, la température se propage en profondeur principalement par mélange des masses d'eau ; la conductivité thermique moléculaire est négligeable. De plus, une pénétration plus profonde du rayonnement dans l'eau joue ici un rôle, ainsi qu'une capacité thermique plus élevée de l'eau par rapport à la terre. Par conséquent, les fluctuations de température quotidiennes et annuelles se propagent dans l'eau à une plus grande profondeur que sur terre: quotidiennes - par dizaines de mètres, annuelles - par centaines de mètres. En conséquence, la chaleur entrant et sortant de la surface de la terre est distribuée 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 de la terre devraient être beaucoup plus importantes qu'à la surface de l'eau. Puisque l'air est chauffé à partir de la surface de la terre, alors 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 terrestre affecte également les conditions de son chauffage. La végétation pendant la journée empêche le fort réchauffement du sol et la nuit réduit son refroidissement. La couverture de neige protège le sol des pertes de chaleur excessives en hiver. Les amplitudes de températures diurnes sous végétation seront ainsi réduites. L'effet combiné du couvert végétal en été et hiver neigeux réduit l'amplitude de température annuelle par rapport à la surface nue.
Les limites extrêmes des fluctuations de la température de la surface terrestre 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°.
À la surface de l'eau, les moments d'apparition des températures maximale et minimale dans les cours quotidien et annuel sont décalés par rapport à la terre. Le maximum quotidien se produit vers 15-16 heure, au moins 2-3 heure après le lever du soleil. La température maximale annuelle de la surface de l'océan se produit dans l'hémisphère nord en août, le minimum annuel - en février. La température maximale observée à la surface de l'océan est d'environ 27°, la surface de l'intérieur des terres bassins d'eau 45° ; la température minimale est respectivement de -2 et -13°.
Régime thermique de l'atmosphère.Le changement de température de l'air est déterminé par plusieurs raisons : rayonnement solaire et terrestre, conductivité thermique moléculaire, évaporation et condensation de la vapeur d'eau, changements adiabatiques et transfert de chaleur avec la masse d'air.
Pour les basses couches de l'atmosphère, l'absorption directe du rayonnement solaire importe peu, leur absorption du rayonnement terrestre à ondes longues est beaucoup plus importante. La conductivité thermique moléculaire chauffe l'air immédiatement adjacent à la surface de la terre. Lorsque l'eau s'évapore, de la chaleur est dépensée et, par conséquent, 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 elle, c'est-à-dire un changement de température sans échange de chaleur avec l'air ambiant. L'air ascendant se dilate; le travail est consacré à la dilatation, ce qui entraîne une diminution de la température. Lorsque l'air est abaissé, le processus inverse se produit. L'air sec ou non saturé se refroidit adiabatiquement tous les 100 m soulever de 1°. L'air saturé de vapeur d'eau se refroidit moins (en moyenne de 0,6 pour 100 m montée), car 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 grande sur le régime thermique de l'atmosphère. Par conséquent circulation générale atmosphère, le mouvement vertical et horizontal des masses d'air se produit tout le temps, capturant toute l'épaisseur de la troposphère et pénétrant même dans la stratosphère inférieure. Le premier s'appelle convection deuxième - advection. Ce sont les principaux processus qui déterminent la distribution réelle de la température de l'air sur les surfaces terrestres et marines et à différentes altitudes. Les processus adiabatiques ne sont qu'une conséquence physique des variations de température de l'air se déplaçant selon les lois de la circulation atmosphérique. Le rôle du transfert de chaleur avec 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 rayonnement de la surface de la terre, et 500 000 fois plus
que la chaleur générée par la 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. Un tel phénomène est appelé inversion de température. Une inversion se produit lorsque la surface terrestre est fortement refroidie sous l'effet du rayonnement, lorsque l'air froid s'écoule dans les dépressions, lorsque l'air se déplace vers le bas dans une atmosphère libre, c'est-à-dire au-dessus du niveau de frottement. Les inversions de température jouent grand rôle dans la circulation atmosphérique et affectent le temps et le climat. Quotidien et cours annuel les températures de l'air dépendent de l'évolution du rayonnement solaire. Cependant, l'apparition du maximum et du minimum de température est retardée par rapport au maximum et au minimum de rayonnement solaire. Après midi, l'afflux de chaleur du Soleil commence à diminuer, mais la température de l'air continue d'augmenter pendant un certain temps, car la diminution du rayonnement solaire est reconstituée par le rayonnement thermique 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). Une tendance 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 la distance de la surface, l'amplitude des fluctuations diminue naturellement et les moments de température maximale et minimale sont de plus en plus tardifs. L'ampleur des fluctuations de température diurnes diminue avec l'augmentation de la latitude et avec l'augmentation de la nébulosité et des précipitations. Au-dessus de la surface de l'eau, l'amplitude est bien moindre qu'au-dessus de la terre.
Si la surface de la Terre était homogène et que l'atmosphère et l'hydrosphère étaient stationnaires, la répartition de la chaleur sur la surface ne serait déterminée que par l'afflux de rayonnement solaire et la température de l'air diminuerait progressivement de l'équateur aux pôles, restant la identique à chaque parallèle. Cette température est appelée solaire.
Les températures réelles dépendent de la nature de la surface et de l'échange de chaleur interlatitudinal et diffèrent considérablement des températures solaires. différentes latitudes en degrés sont indiqués dans le tableau. une.
Une représentation visuelle de la distribution de la température de l'air à la surface de la Terre est illustrée par des cartes d'isothermes - des lignes reliant des points ayant les mêmes températures (Fig. 12, 13).
Comme on peut le voir sur les cartes, les isothermes s'écartent fortement des parallèles, ce qui s'explique par plusieurs raisons : réchauffement 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, le transport vers l'ouest vers latitudes tempérées), l'influence du relief (effet barrière sur le mouvement de l'air dans les systèmes montagneux, l'accumulation d'air froid dans les bassins intermontagnards, etc.), la grandeur de l'albédo (par exemple, le grand albédo de la surface neige-glace de l'Antarctique et du Groenland).
La température maximale absolue de l'air sur Terre est observée en Afrique (Tripoli) - environ +58°. Minimum absolu noté en Antarctique (-88°).
Basé sur la distribution des isothermes, ceintures thermiquesà la surface de la terre. Les tropiques et les cercles polaires, limitant les ceintures à fort changement de régime d'éclairement (voir chap. 1), sont, en première approximation, les frontières 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 : annuel 20° (limite des saisons prononcées de l'année et faible amplitude de température), le mois le plus chaud 10° (limite de distribution forestière) et le mois le plus chaud 0° (limite du gel éternel).
Entre les isothermes annuelles de 20° des deux hémisphères il y a une zone chaude, entre l'isotherme annuelle de 20° et l'isotherme du
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Directement à partir des rayons du soleil, la surface de la terre est chauffée, et déjà de celle-ci - l'atmosphère. La surface qui reçoit et dégage de la chaleur s'appelle surface active . Dans le régime de température de la surface, on distingue les variations de température journalières et annuelles. La variation diurne des températures de surface – changement de température de surface pendant la journée. L'évolution quotidienne des températures de surface terrestre (sèche et dépourvue de végétation) est caractérisée par un maximum vers 13h00 et un minimum avant le lever du soleil. Les maxima diurnes de la température de la surface terrestre peuvent atteindre 80 0 C dans les régions subtropicales et environ 60 0 C dans les latitudes tempérées.
La différence entre la température de surface quotidienne maximale et minimale est appelée plage de température quotidienne. L'amplitude de la température quotidienne peut atteindre 40 0 С en été, la plus petite amplitude des températures quotidiennes en hiver - jusqu'à 10 0 С.
Variation annuelle de la température de surface- évolution de la température moyenne mensuelle de surface au cours de l'année, due à l'évolution du rayonnement solaire et dépendant de la latitude du lieu. Aux latitudes tempérées, les températures maximales de la surface terrestre sont observées en juillet, les minimales - en janvier; sur l'océan, les hauts et les bas ont un mois de retard.
Amplitude annuelle des températures de surfaceégale à la différence entre les températures mensuelles moyennes maximales et minimales ; augmente avec l'augmentation de la latitude du lieu, ce qui s'explique par l'augmentation des fluctuations de l'amplitude du rayonnement solaire. L'amplitude de température annuelle atteint ses plus grandes valeurs sur les continents ; beaucoup moins sur les océans et les bords de mer. 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 par la lumière directe du soleil. Car la coquille d'air laisse passer 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, réchauffées par le sol, s'éclaircissent et montent vers le haut, tandis que l'air plus froid, donc plus lourd, descend. Suite à la thermique convection réchauffement des hautes couches d'air. 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 vers les hautes latitudes ; en hiver, la chaleur est transférée des océans vers les continents. Condensation de la vapeur d'eau- un processus important qui transfère la chaleur aux hautes couches de l'atmosphère - lors de l'évaporation, la chaleur est prélevée sur la surface d'évaporation et lors de la condensation dans l'atmosphère, cette chaleur est libérée.
La température diminue avec l'altitude. La variation de la température de l'air par unité de distance est appelée gradient de température vertical en moyenne, il est de 0,6 0 par 100 m.Dans le même temps, l'évolution de cette diminution dans 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 1,5-6 km; 0,65-0,75 - de 6 à 9 km et 0,5-0,2 - de 9 à 12 km. Dans la couche de surface (2 m d'épaisseur), les gradients, convertis à 100 m, sont des centaines de degrés. Dans l'air ascendant, la température change de manière adiabatique. processus adiabatique - le processus de modification de la température de l'air lors de son mouvement vertical sans échange de chaleur avec l'environnement (dans une masse, sans échange de chaleur avec d'autres milieux).
Des exceptions sont souvent observées dans la distribution verticale de température décrite. Il arrive que les couches d'air supérieures soient plus chaudes que les couches inférieures adjacentes au sol. Ce phénomène est appelé inversion de température (augmentation de la température avec l'altitude) . Le plus souvent, une inversion est la conséquence d'un fort refroidissement de la couche d'air superficielle provoqué par un fort refroidissement de la surface terrestre lors de nuits claires et calmes, principalement en hiver. Avec un relief accidenté, des masses d'air froid descendent lentement les pentes et stagnent dans des bassins, des dépressions, etc. Des inversions peuvent également se former lors du mouvement des masses d'air des régions chaudes vers les régions froides, car lorsque l'air chauffé s'écoule sur une surface sous-jacente froide, ses couches inférieures se refroidissent sensiblement (inversion de compression).
Sa valeur et son évolution sur la surface directement chauffée par les rayons solaires. Lorsqu'elle est chauffée, cette surface transfère de la chaleur (dans le domaine des ondes longues) à la fois aux couches sous-jacentes et à l'atmosphère. La surface elle-même s'appelle surface active.
La valeur maximale de tous les éléments du bilan thermique est observée vers midi. L'exception est l'échange de chaleur maximal dans le sol, qui tombe le matin. Les amplitudes maximales de la variation diurne des composantes du bilan thermique sont observées en été, et les minimales en hiver.
Dans le cours 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 du lever du soleil. La nébulosité peut perturber la variation diurne de la température, provoquant un décalage du maximum et du minimum. L'humidité et la végétation de surface ont une grande influence sur l'évolution de la température.
Les maximums quotidiens de température de surface peuvent être de +80 o C ou plus. Les fluctuations quotidiennes atteignent 40 o. Les valeurs des valeurs extrêmes et des amplitudes de température dépendent de la latitude du lieu, de la saison, de la nébulosité, des propriétés thermiques de la surface, de sa couleur, de la rugosité, de la nature du couvert végétal, de l'orientation de la pente (exposition).
La propagation de la chaleur à partir de la surface active dépend de la composition du substrat sous-jacent et sera déterminée par sa capacité calorifique et sa conductivité thermique. À la surface des continents, le substrat sous-jacent est le sol, dans les océans (mers) - l'eau.
Les sols ont en général une capacité calorifique inférieure à celle de l'eau et une conductivité thermique plus élevée. Par conséquent, ils chauffent et refroidissent plus rapidement que l'eau.
Le temps est consacré au transfert de chaleur d'une couche à l'autre, et les moments d'apparition des valeurs de température maximales et minimales pendant la journée sont retardés tous les 10 cm d'environ 3 heures. Plus la couche est profonde, moins elle reçoit de chaleur et plus les fluctuations de température y sont faibles. L'amplitude des fluctuations diurnes de température avec la profondeur diminue de 2 fois tous les 15 cm. À une profondeur moyenne d'environ 1 m, les fluctuations quotidiennes de la température du sol « s'estompent ». La couche où ils s'arrêtent s'appelle couche de température journalière constante.
Plus la période de fluctuations de température est longue, plus elles se propagent profondément. Ainsi, aux latitudes moyennes, la couche de température annuelle constante se situe 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 millions d'années sont retardées 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, qui est l'accumulateur le plus actif chaleur solaire arrivant à la surface de la terre.
L'évolution quotidienne de la température de surface sous-jacente a un maximum et un minimum. Le minimum se produit autour du lever du soleil, le maximum se produit dans l'après-midi. La phase du cycle diurne et son amplitude journalière dépendent de la saison, de l'état de la surface sous-jacente, de la quantité et des précipitations, mais aussi, de la localisation des stations, du type de sol et de sa composition mécanique.
Selon la composition mécanique, les sols sont divisés en sable, sable et limon, différant les uns des autres par leur capacité calorifique, leur diffusivité thermique et propriétés génétiques(en particulier la couleur). Les sols foncés absorbent plus de rayonnement solaire et se réchauffent donc plus que les sols légers. Sols sableux et limoneux sablonneux, caractérisés par un plus petit, plus chaud que limoneux.
L'évolution annuelle de la température de surface sous-jacente montre une périodicité simple avec un minimum en hiver et un maximum en été. Sur la majeure partie du territoire de la Russie, la température du sol la plus élevée est observée en juillet, le Extrême Orient dans la bande côtière de la mer d'Okhotsk, le et - en juillet - août, dans le sud du Primorsky Krai - 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 uniquement 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 légèrement nuageux, lorsque l'apport de rayonnement solaire est maximal ; des vents faibles ou calmes, car une augmentation de la vitesse du vent augmente l'évaporation de l'humidité du sol; une petite quantité de précipitations, car un sol sec se caractérise par une chaleur et une diffusivité thermique plus faibles. De plus, dans un sol sec, il y a moins de consommation de chaleur pour l'évaporation. Ainsi, les maxima absolus de température sont généralement observés pendant les périodes les plus claires. jours ensoleillés sur sol sec et généralement l'après-midi.
La distribution géographique des moyennes des maximums annuels absolus de la température de surface sous-jacente est similaire à la distribution des isogéothermes des températures mensuelles moyennes de la surface du sol en mois d'été. Les isogéothermes sont principalement latitudinales. 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, sur Sakhaline et le Kamtchatka, la direction latitudinale des isogéotermes est perturbée et devient proche de la méridienne (répète les contours du littoral ). Dans la partie européenne de la Russie, les valeurs de la moyenne des maxima annuels absolus de la température de surface sous-jacente varient de 30 à 35 °С sur la côte mers du nord jusqu'à 60–62°С dans le sud Région de Rostov, à Krasnodar et Territoire de Stavropol, en République de Kalmoukie et en République du Daghestan. Dans la zone, la moyenne des maxima annuels absolus de la température de la surface du sol est inférieure de 3 à 5 °C à celle des zones plates voisines, ce qui est associé à l'influence de l'altitude sur l'augmentation des précipitations dans la zone et de l'humidité du sol. Les territoires de plaine, fermés par des collines des vents dominants, se caractérisent par une quantité réduite de précipitations et des vitesses de vent plus faibles, et, par conséquent, des valeurs accrues de températures extrêmes de la surface du sol.
L'augmentation la plus rapide des températures extrêmes du nord au sud se produit dans la zone de transition de la forêt et des zones à la zone, qui est associée à une diminution des précipitations dans steppe et les changements dans la composition du sol. Au sud, avec un taux d'humidité du sol généralement faible, les mêmes variations d'humidité du sol correspondent à des différences plus importantes de température de sols qui diffèrent les uns des autres par leur composition mécanique.
Il y a également une forte diminution de la moyenne des maximums annuels absolus de la température de la surface sous-jacente du sud au nord dans les régions du nord de la partie européenne de la Russie, lors de la transition de la zone forestière aux zones et à la toundra - zones de humidité excessive. Les régions du nord de la partie européenne de la Russie, en raison de l'activité cyclonique active, entre autres, diffèrent 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 maxima absolus moyens les plus bas se produisent sur les îles et dans le nord (12–19°C). Au fur et à mesure que nous nous dirigeons vers le sud, il y a une augmentation des températures extrêmes, et dans le nord des parties européenne et asiatique de la Russie, cette augmentation se produit plus fortement que dans le reste du territoire. Dans les zones où les précipitations sont minimales (par exemple, les zones situées entre les rivières Lena et Aldan), on distingue des poches de températures extrêmes accrues. Les régions étant très complexes, les températures extrêmes de la surface du sol pour les stations situées dans diverses formes de relief (régions de montagne, bassins, plaines, vallées des grands fleuves sibériens) diffèrent fortement. Les valeurs moyennes des maxima annuels absolus de la température de surface sous-jacente atteignent les valeurs les plus élevées dans le sud de la partie asiatique de la Russie (à l'exception des zones côtières). Dans le sud du Primorsky Krai, la moyenne des maxima annuels absolus est inférieure à celle des régions continentales situées à la même latitude. Ici, leurs valeurs atteignent 55–59°С.
Les températures minimales de la surface sous-jacente sont également observées dans des conditions bien particulières : les nuits les plus froides, à des heures proches du lever du soleil, lors de conditions météorologiques anticycloniques, lorsque la faible couverture nuageuse favorise le maximum de rayonnement effectif.
La distribution des isogéothermes moyennes à partir des minima annuels absolus de la température de 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 moyens des températures minimales annuelles absolues de la surface sous-jacente prennent une orientation méridienne (diminuant 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. (Timan Ridge et toundra Bolshezemelskaya). Les valeurs moyennes les plus élevées des minima de température annuels absolus (–16…–17°С) ont lieu dans 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 des températures minimales dans les zones soumises à l'influence de la Sibérie.
Dans les quartiers Sibérie orientale avec un relief complexe, en particulier 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 d'un pays montagneux dans les dépressions et les bassins, des conditions particulièrement favorables sont créées pour refroidir la surface sous-jacente. La République de Sakha (Yakoutie) a les valeurs moyennes les plus basses des minimums annuels absolus de la température de surface sous-jacente en 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 qu'à l'intérieur. Les isogéothermes ont une direction presque latitudinale, et la décroissance de la moyenne des minima annuels absolus du nord au sud se produit assez rapidement.
Sur le littoral, les isogéothermes reprennent les contours des rivages. L'influence du minimum aléoutien se manifeste dans l'augmentation de la moyenne des minimums annuels absolus dans la zone côtière par rapport aux zones intérieures, en particulier sur la côte sud du Primorsky Krai et à Sakhaline. La moyenne des minimums annuels absolus ici est de –25…–30°С.
Le gel du sol dépend de l'ampleur des températures négatives de l'air pendant la saison froide. Le facteur le plus important empêchant le gel du sol est la présence d'une couche de neige. Ses caractéristiques telles que le temps de formation, la puissance, la durée d'occurrence déterminent la profondeur de gel du sol. L'installation tardive de l'enneigement contribue à un gel plus important du sol, puisque dans la première moitié de l'hiver l'intensité du gel du sol est la plus forte et, à l'inverse, l'installation précoce de l'enneigement empêche un gel important du sol. L'influence de l'épaisseur de la couverture de neige est plus prononcée dans les zones où la température de l'air est basse.
A la même profondeur de congélation dépend du type de sol, de sa composition mécanique et de son humidité.
Par exemple, dans les régions du nord de la Sibérie occidentale, avec une couverture de neige faible et épaisse, la profondeur de gel du sol est moindre que dans les régions plus méridionales et plus chaudes avec de petites. Une image particulière se produit dans les régions à couverture de neige 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. Le sol en présence d'une telle croûte se refroidit et gèle beaucoup plus rapidement. La présence d'un couvert végétal contribue à diminuer la profondeur de gel du sol, car il retient et accumule la neige.
transcription
1 RÉGIME THERMIQUE DE L'ATMOSPHÈRE ET DE LA SURFACE TERRESTRE
2 Bilan thermique de la surface de la Terre Le rayonnement total et le contre-rayonnement de l'atmosphère pénètrent à la surface de la Terre. Ils sont absorbés par la surface, c'est-à-dire qu'ils vont chauffer les couches supérieures du sol et de l'eau. Dans le même temps, la surface de la terre elle-même rayonne et perd de la chaleur dans le processus.
3 Surface terrestre (surface active, surface sous-jacente) c'est-à-dire la surface du sol ou de l'eau (végétation, neige, couverture de glace), en continu différentes façons gagne et perd de la chaleur. À travers la surface de la terre, la chaleur est transférée vers le haut dans l'atmosphère et vers le bas dans le sol ou l'eau. Dans n'importe quelle période de temps, la même quantité de chaleur monte et descend de la surface de la terre qu'elle reçoit d'en haut et d'en bas pendant ce temps. 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 revenus et dépenses 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, premièrement, on combine le rayonnement absorbé Q (1- A) et le rayonnement effectif Eef = Ez - Ea dans un bilan radiatif : B=S +D R + Ea Ez ou B= Q (1 - A) - Eef
5 Bilan radiatif de la surface de la Terre - C'est la différence entre le rayonnement absorbé (rayonnement total moins le rayonnement réfléchi) et le rayonnement effectif (rayonnement de la surface de la Terre moins le contre-rayonnement) B=S +D R + Ea Ez B=Q(1-A)- Eef 0 Donc V= - Eeff
6 1) L'arrivée de chaleur de l'air ou sa libération dans l'air par conductivité thermique, on note P 2) Le même revenu ou consommation par échange de chaleur avec des couches plus profondes de sol ou d'eau, on appellera A. 3) La perte de chaleur lors de l'évaporation ou de son arrivée lors de la condensation à la surface de la terre, on note LE où L est la chaleur spécifique de vaporisation et E est l'évaporation/condensation (masse d'eau). Ensuite, l'équation du bilan thermique de la surface terrestre s'écrira comme suit: B \u003d P + A + LE L'équation du bilan thermique se réfère à l'unité de surface de la surface active Tous ses membres sont des flux d'énergie Ils ont la dimension de 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 pendant de nombreuses années.
8 Composantes du bilan thermique du système Terre-atmosphère Reçues du soleil Rejetées par la surface de la Terre
9 Options de bilan thermique Q Bilan radiatif LE Perte de chaleur par évaporation H Flux de chaleur turbulent depuis (vers) l'atmosphère depuis la surface sous-jacente G -- Flux de chaleur vers (depuis) la profondeur du sol
10 Arrivée et consommation B=Q(1-A)-Eef 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 chauffe toujours Efficace le rayonnement refroidit généralement la surface Eeff L'évaporation refroidit également toujours la surface LE Le flux de chaleur dans l'atmosphère Р 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 apporte la chaleur manquante des profondeurs la nuit
11 La température moyenne annuelle de la surface terrestre et de la couche active varie peu d'une année à l'autre D'un jour à l'autre et d'une année à l'autre, la température moyenne de la couche active et de la surface terrestre en tout lieu varie peu. Cela signifie que pendant la journée, presque autant de chaleur pénètre dans les profondeurs du sol ou de l'eau pendant la journée qu'elle en sort la nuit. Mais encore, pendant les jours d'été, la chaleur descend un peu plus qu'elle ne vient d'en bas. Par conséquent, les couches de sol et d'eau, et leur surface, sont chauffées jour après jour. En hiver, le processus inverse se produit. Ces variations saisonnières de l'apport et de la production de chaleur dans le sol et l'eau sont presque équilibrées au cours de l'année, et la température annuelle moyenne de la surface terrestre et de la couche active varie peu d'une année sur l'autre.
12 La surface sous-jacente est la surface terrestre qui interagit directement avec l'atmosphère.
13 Surface active Types de transfert de chaleur de la surface active C'est la surface du sol, de la végétation et de tout autre type de surface terrestre et océanique (eau), qui absorbe et restitue de la chaleur.Elle régule le régime thermique du corps lui-même et la couche d'air adjacente (couche de surface)
14 Valeurs approximatives des paramètres des propriétés thermiques de la couche active de la Terre Substance Densité Kg / m 3 Capacité calorifique 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 Mécanisme de conduction thermique (transfert de chaleur en profondeur dans les corps) La conduction thermique est l'un des types de transfert de chaleur des parties les plus chaudes du corps vers les moins chaudes, entraînant une égalisation de la température. Dans le même temps, l'énergie est transférée dans le corps des particules (molécules, atomes, électrons) à énergie plus élevée vers des particules à énergie plus faible.le débit q est proportionnel à grad T, c'est-à-dire où λ est la conductivité thermique, ou simplement la conductivité thermique, ne dépend pas de grad T. λ dépend de état d'agrégation substance (voir tableau), sa structure atomique et moléculaire, sa température et sa pression, sa composition (dans le cas d'un mélange ou d'une solution), etc. Le 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 la conductivité thermique de Fourier (1 et 2) 1) La période de fluctuation de la température ne change pas avec la profondeur 2) L'amplitude de la fluctuation décroît exponentiellement avec la profondeur
18 La propagation de la chaleur dans le sol Plus la densité et l'humidité du sol sont élevées, mieux il conduit la chaleur, plus il se propage rapidement en profondeur et plus les fluctuations 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 cours journalier avec une période de 24 heures entre chacun deux maximums ou minimums successifs, et un cours annuel avec une période de 12 mois.
19 Formation de la 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 cm), la température ne change pratiquement pas au cours de la journée.
20 Variation journalière et annuelle de la température à la surface du sol La température à la surface du sol a 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 de la couche supérieure du sol par rayonnement effectif est équilibré par l'afflux accru de rayonnement total. L'échange de chaleur non radiatif à ce moment est négligeable. Ensuite, la température à la surface du sol augmente jusqu'à plusieurs heures, lorsqu'elle atteint un maximum au cours de la journée. Après cela, la température commence à baisser. Le bilan radiatif de l'après-midi reste positif ; cependant, pendant la journée, la chaleur est libérée de la couche supérieure du sol dans l'atmosphère non seulement par un rayonnement efficace, mais également par une conductivité thermique accrue, ainsi qu'une évaporation accrue de l'eau. Le transfert de chaleur dans la profondeur du sol se poursuit également. Par conséquent, la température à la surface du sol chute des heures au matin.
21 Variation quotidienne de la température dans le sol à différentes profondeurs, les amplitudes des fluctuations diminuent avec la profondeur. Ainsi, si en surface l'amplitude quotidienne est de 30 et à une profondeur de 20 cm - 5, alors à une profondeur de 40 cm elle sera déjà inférieure à 1. À une profondeur relativement faible, l'amplitude quotidienne diminue jusqu'à zéro. À cette profondeur (environ cm), une couche de température quotidienne constante commence. Pavlovsk, mai. L'amplitude des fluctuations annuelles de température décroît avec la profondeur selon la même loi. Cependant, les fluctuations annuelles se propagent à une plus grande profondeur, ce qui est tout à fait 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 10 m aux latitudes moyennes et d'environ 10 m aux tropiques (où les amplitudes annuelles sont également plus faibles à la surface du sol qu'aux latitudes latitudes moyennes). A ces profondeurs commence une couche de température annuelle constante. Le cycle diurne dans le sol s'atténue avec la profondeur en amplitude et se déphase en fonction de l'humidité du sol : le maximum se produit le soir sur terre et la nuit sur l'eau (il en est de même pour le minimum le matin et l'après-midi)
22 Lois de conduction thermique de Fourier (3) 3) Le retard de phase d'oscillation augmente linéairement avec la profondeur. l'heure d'apparition du maximum de température se décale par rapport aux couches supérieures de plusieurs heures (vers le soir et même la nuit)
23 La quatrième loi de Fourier Les profondeurs des couches de température quotidienne et annuelle constantes 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 décroissent est de 19 fois supérieure à la profondeur où les fluctuations diurnes sont amorties. Et cette loi, comme le reste des 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 d'échappement) 1. La période des 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. Les profondeurs de propagation des fluctuations annuelles sont environ 19 fois supérieures aux fluctuations quotidiennes
25 Pénétration des fluctuations de température en profondeur dans le sol selon le modèle de conductivité thermique
26 . La variation moyenne journalière 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. C'est compréhensible: pendant la journée, le rayonnement solaire chauffe principalement le sol et déjà l'air s'en réchauffe.
27 Cours annuel de la température du sol La température de la surface du sol, bien sûr, change également au cours du cours annuel. Aux latitudes tropicales, son amplitude annuelle, c'est-à-dire la différence des 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 d'environ 10, à la latitude 50, il est en moyenne d'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 décale vers l'automne et le minimum vers le printemps. Les maxima et minima annuels sont retardés de jours pour chaque mètre de profondeur. Variation annuelle de température dans le sol à différentes profondeurs de 3 à 753 cm à Kaliningrad. Aux latitudes tropicales, l'amplitude annuelle, c'est-à-dire la différence des 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 d'environ 10, à la latitude 50, il est en moyenne d'environ 25.
29 Méthode des isoplèthes thermiques Représente visuellement toutes les caractéristiques de la variation de température dans le temps et avec la profondeur (en un point) Exemple de variation annuelle et de variation journalière Isoletes de variation annuelle de température dans le sol à Tbilissi
30 Évolution quotidienne de la température de l'air de la couche de surface La température de l'air évolue au cours de l'évolution quotidienne en fonction de la température de la surface terrestre. Étant donné que l'air est chauffé et refroidi à partir de la surface de la terre, l'amplitude de la variation de température quotidienne dans la cabine météorologique est inférieure à celle à la surface du sol, en moyenne d'environ un tiers. La montée de la température de l'air commence avec la montée de la température du sol (15 minutes plus tard) le matin, après le lever du soleil. En quelques heures, la température du sol, on le sait, commence à baisser. En heures, il 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 également à baisser. Ainsi, le minimum dans le cours quotidien de la température de l'air près de la surface de la terre tombe peu après le lever du soleil et le maximum à 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 est distribuée verticalement par conduction thermique moléculaire, et dans l'eau légèrement en mouvement également par mélange turbulent des couches d'eau, ce qui est beaucoup plus efficace. La turbulence dans les plans d'eau est principalement due aux vagues et aux courants. Mais la nuit et pendant la saison froide, la convection thermique se joint également à ce type de turbulence : l'eau refroidie en surface coule en raison de l'augmentation de la densité et est remplacée par plus eau chaude des couches inférieures.
33 Caractéristiques de température des masses d'eau associées à de grands coefficients de transfert de chaleur turbulents 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 les mêmes dans l'UML des lacs et des mers Flux de chaleur dans la couche d'eau active sont plusieurs fois plus importantes que dans le sol
34 Fluctuations journalières et annuelles De ce fait, les fluctuations journalières de la température de l'eau s'étendent jusqu'à une profondeur d'une dizaine de mètres, et dans le sol jusqu'à moins d'un mètre. Les fluctuations annuelles de température dans l'eau s'étendent jusqu'à des centaines de mètres de profondeur et dans le sol seulement jusqu'à M. Ainsi, la chaleur qui arrive à la surface de l'eau pendant la journée et l'été pénètre à une profondeur considérable et réchauffe une grande épaisseur de l'eau. La température de la couche supérieure et de la surface de l'eau elle-même s'élève peu en même temps. Dans le sol, la chaleur entrante est répartie dans une fine couche supérieure, qui est ainsi fortement réchauffée. 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 dans l'atmosphère "P" (turbulence) est proportionnellement moindre. La nuit et en hiver, l'eau perd de la chaleur de la couche de surface, mais au lieu de cela vient la chaleur accumulée des couches sous-jacentes. Par conséquent, la température à la surface de l'eau diminue lentement. A la surface du sol, la température chute rapidement lors du dégagement de chaleur : la chaleur accumulée dans la fine couche supérieure en sort rapidement sans être reconstituée par le bas.
35 Des cartes de transfert de chaleur turbulent de l'atmosphère et de la surface sous-jacente ont été obtenues
36 Dans les océans et les mers, l'évaporation joue également un 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 dense, à la suite de quoi 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 calorifique de l'eau est grande par rapport au 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 de ces différences de répartition de la chaleur : 1. pendant la saison chaude, l'eau s'accumule dans une nappe d'eau suffisamment puissante un grand nombre de chaleur libérée dans l'atmosphère pendant la saison froide. 2. pendant la saison chaude, le sol dégage la nuit la plus grande partie de la chaleur qu'il reçoit pendant la journée et en accumule peu pendant l'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 par centimètre carré de surface. Par temps froid, le sol dégage cette chaleur dans l'atmosphère. La valeur de ±1,5 3 kcal / cm 2 par an correspond au cycle thermique annuel du sol.
38 Les amplitudes de la variation annuelle de température déterminent le climat continental ou carte nautique amplitudes de la variation annuelle de température près de la surface de la Terre
39 La position du lieu par rapport au littoral affecte de manière significative le régime de température, d'humidité, de nébulosité, de précipitations et détermine le degré de continentalité du climat.
40 Continentalité climatique Continentalité climatique - totalité traits caractéristiques climat, déterminé par l'impact du continent sur les processus de formation du climat. Dans un climat au-dessus de la mer (climat marin), de faibles amplitudes annuelles de température de l'air sont observées par rapport au climat continental au-dessus de la terre avec de grandes amplitudes de température annuelles.
41 La variation annuelle de la température de l'air à la latitude 62 N: dans les îles Féroé et Yakoutsk reflète la position géographique de ces points: dans le premier cas - près de la côte occidentale de l'Europe, dans le second - dans la partie orientale de l'Asie
42 Amplitude annuelle moyenne à Torshavn 8, à Iakoutsk 62 C. Sur le continent eurasien, on observe une augmentation de l'amplitude annuelle dans la direction d'ouest en est.
43 Eurasie - le continent avec la plus grande distribution climat continental Ce type de climat est typique des régions intérieures des continents. Le climat continental est dominant 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 est une caractéristique numérique de la continentalité climatique. Il existe un certain nombre d'options pour I K, qui sont basées sur l'une ou l'autre fonction de l'amplitude annuelle de la température de l'air A: selon Gorchinsky, selon Konrad, selon Zenker, selon Khromov.Il existe des indices construits sur d'autres bases. Par exemple, le rapport de la fréquence d'occurrence des masses d'air continentales à la fréquence des masses d'air marin a été proposé comme IC. 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 ; ce dernier est déterminé à partir des anomalies de température. Η. Η. Ivanov a proposé I.K. en fonction de la latitude, des amplitudes de température annuelles et quotidiennes et du déficit d'humidité du mois le plus sec.
45 indice de continentalité L'amplitude de l'amplitude annuelle de la température de l'air dépend de la latitude géographique. Aux basses latitudes, les amplitudes annuelles de température sont plus faibles par rapport aux hautes latitudes. Cette disposition conduit à la nécessité d'exclure l'influence de la latitude sur l'amplitude annuelle. Pour cela, différents indicateurs de continentalité climatique sont proposés, représentés en fonction de l'amplitude de température annuelle et de la latitude. Formule L. Gorchinsky où A est l'amplitude de température annuelle. La continentalité moyenne au-dessus de l'océan est nulle et pour Verkhoïansk, elle est de 100.
47 Maritime et continentale hiver chaud(de -8 C à 0 C), un été frais (+16 C) et une grande quantité de précipitations (plus de 800 mm), qui tombent régulièrement tout au long de l'année. Le climat continental tempéré est caractérisé par des fluctuations de la température de l'air d'environ -8 C en janvier à +18 C en juillet, les précipitations ici sont supérieures à mm, ce qui tombe pour la plupartété. La zone de climat continental est caractérisée par plus basses températures dans période hivernale(jusqu'à -20 C) et moins de précipitations (environ 600 mm). Dans le climat tempéré fortement continental, l'hiver sera encore plus froid jusqu'à -40 ° C et les précipitations seront encore inférieures à mm.
48 Extrêmes Des températures jusqu'à +55, et même jusqu'à +80 dans les déserts sont observées en été à la surface du sol nu dans la région de Moscou. Les minima de température nocturne, au contraire, sont plus faibles à la surface du sol que dans l'air, car, tout d'abord, le sol est refroidi par un rayonnement efficace et l'air en est déjà refroidi. En hiver dans la région de Moscou, les températures nocturnes à la surface (couverte de neige à cette époque) peuvent descendre en dessous de 50, en été (sauf juillet) à zéro. Sur la surface enneigée à l'intérieur de l'Antarctique, même la température mensuelle moyenne en juin est d'environ 70, et dans certains cas, elle peut descendre jusqu'à 90.
49 Cartes de la température moyenne de l'air en janvier et juillet
50 Distribution de la température de l'air (le zonage de distribution est le facteur principal du zonage climatique) Moyenne annuelle Moyenne estivale (juillet) Moyenne pour janvier Moyenne pour les zones latitudinales
51 Régime de température du territoire de la Russie Il se caractérise par de grands contrastes en hiver. En Sibérie orientale, un 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. hiver change de C dans le sud-ouest, atteignant sur la côte de la mer Noire valeurs positives, à C dans les régions centrales.
52 Température moyenne de l'air en surface (С) en hiver
53 Température moyenne de l'air en surface (С) en été La température moyenne de l'air varie de 4 5 C sur les côtes nord à C dans le sud-ouest, où son maximum moyen est C et le maximum absolu est de 45 C. L'amplitude des températures extrêmes atteint 90 C. Une caractéristique du régime de température de l'air dans La Russie connaît ses grandes amplitudes quotidiennes et annuelles, notamment dans le climat fortement continental du territoire asiatique. L'amplitude annuelle varie de 8 10 C ETR à 63 C en Sibérie orientale dans la région de la chaîne de Verkhoyansk.
54 Effet du couvert végétal sur la température de surface du sol Le couvert végétal réduit le refroidissement du sol la nuit. Dans ce cas, le rayonnement nocturne provient principalement de la surface de la végétation elle-même, qui sera la plus refroidie. Le sol sous végétation maintient une température plus élevée. Cependant, pendant la journée, la végétation empêche le réchauffement radiatif du sol. La plage de température quotidienne sous la végétation est réduite et la température moyenne quotidienne est abaissée. Ainsi, la couverture végétale refroidit généralement le sol. Dans la région de Leningrad, la surface du sol sous les grandes cultures peut être 15 degrés plus froide pendant la journée que le sol sous jachère. En moyenne, il fait 6 fois plus froid que le sol nu par jour, et même à une profondeur de 5 à 10 cm, il y a une différence de 3 à 4.
55 Effet 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 de la couverture de neige elle-même 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. À voie du milieu Le territoire européen de la Russie avec une couverture de neige 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 de neige elle-même. Le gel hivernal du sol sous la neige atteint des profondeurs d'environ 40 cm, et sans neige, il peut s'étendre 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 de neige en hiver, au contraire, l'augmente. L'effet combiné de la couverture végétale en été et de la couverture neigeuse en hiver réduit l'amplitude annuelle de la température à la surface du sol ; c'est une diminution de l'ordre de 10 par rapport au sol nu.
56 LES ALÉAS MÉTÉOROLOGIQUES ET LEURS CRITÈRES 1. très vent fort(y compris la rafale) pas moins de 25 m/s, (y compris les rafales), sur la côte des mers 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 pendant une période n'excédant pas 12 heures; 5. grosse grêle - pas moins de 20 mm ; 6. fort blizzard - quand vitesse moyenne vents 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 de brouillard épais pas plus de 50m ; 9. Dépôts de glace-givre importants d'au moins 20 mm pour la glace, d'au moins 35 mm pour les dépôts complexes ou de neige mouillée, d'au moins 50 mm pour le givre. 10. Forte chaleur - Élevée Température maximale air au moins 35 ºС pendant plus de 5 jours. 11. Gel sévère - La température minimale de l'air n'est pas inférieure à moins 35 ° C pendant au moins 5 jours.
58 Phénomènes dangereux associés à des températures élevées Risque d'incendie Chaleur extrême
59 Dangers liés aux basses températures
60 Geler. Le gel est une diminution à court terme de la température de l'air ou de la surface active (surface du sol) à 0 °C et moins de contexte général températures journalières moyennes positives
61 Concepts de base de la température de l'air CE QUE VOUS DEVEZ SAVOIR ! Carte de la température annuelle moyenne Différences des températures estivales et hivernales Répartition zonale de la température Influence de la répartition des terres et de la mer Répartition altimétrique de la température de l'air Variation quotidienne et annuelle de la température du sol et de l'air Phénomènes météorologiques dangereux dus au régime de température
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