Il regime termico della superficie sottostante e dell'atmosfera in breve. Regime termico della superficie sottostante. Variazioni annuali della temperatura
La sua grandezza e variazione sulla superficie riscaldata direttamente i raggi del sole. Quando riscaldata, questa superficie trasferisce calore (nella banda delle onde lunghe) sia agli strati sottostanti che all'atmosfera. Viene chiamata la superficie stessa superficie attiva.
Il valore massimo di tutti gli elementi del bilancio termico si osserva intorno a mezzogiorno. L'eccezione è il massimo scambio termico nel suolo, che avviene al mattino. Le ampiezze massime della variazione giornaliera delle componenti del bilancio termico si osservano in estate, le minime in inverno.
Nella variazione diurna della temperatura superficiale, secca e priva di vegetazione, nelle giornate limpide si registra il massimo successivo 14 ore e il minimo è intorno all'ora dell'alba. La nuvolosità può interrompere l'andamento della temperatura giornaliera, provocando uno spostamento dei massimi e dei minimi. Grande influenza L'andamento della temperatura è influenzato dall'umidità e dalla vegetazione della superficie.
Le temperature superficiali massime diurne possono essere +80 o C o più. Le fluttuazioni giornaliere raggiungono i 40 gradi. L'entità dei valori estremi e le ampiezze della temperatura dipendono dalla latitudine del luogo, dal periodo dell'anno, dalla nuvolosità, dalle proprietà termiche della superficie, dal suo colore, dalla ruvidità, dalla natura della copertura vegetale e dall'orientamento del pendio (esposizione).
La diffusione del calore dalla superficie attiva dipende dalla composizione del substrato sottostante e sarà determinata dalla sua capacità termica e conduttività termica. Sulla superficie dei continenti il substrato sottostante è il suolo, negli oceani (mare) è l'acqua.
I suoli generalmente hanno una capacità termica inferiore a quella dell’acqua e una maggiore conduttività termica. Pertanto, si riscaldano e si raffreddano più velocemente dell'acqua.
Ci vuole tempo per trasferire il calore da uno strato all'altro e i momenti in cui è massimo e valori minimi la temperatura durante il giorno ritarda di circa 3 ore ogni 10 cm. Più profondo è lo strato, meno calore riceve e più deboli sono le fluttuazioni di temperatura al suo interno. L'ampiezza delle fluttuazioni giornaliere della temperatura con la profondità diminuisce di 2 volte ogni 15 cm. Ad una profondità media di circa 1 m, le fluttuazioni giornaliere della temperatura del suolo “si estinguono”. Lo strato in cui si fermano si chiama strato di temperatura giornaliera costante.
Quanto più lungo è il periodo delle fluttuazioni di temperatura, tanto più profonde si diffondono. Quindi alle medie latitudini lo strato di costante temperatura annuale si trova a una profondità di 19-20 m, alle alte latitudini - a una profondità di 25 m, e alle latitudini tropicali, dove le ampiezze della temperatura annuale sono piccole - a una profondità di 5-10 M. I momenti delle temperature massime e minime durante l'anno ritardano mediamente di 20-30 giorni per ogni contatore.
La temperatura nello strato di temperatura annuale costante è vicina alla temperatura media annuale dell'aria sopra la superficie.
Trascrizione
1 REGIME TERMICO DELL'ATMOSFERA e DELLA SUPERFICIE TERRESTRE
2 Bilancio termico della superficie terrestre La superficie terrestre riceve la radiazione totale e la controradiazione proveniente dall'atmosfera. Vengono assorbiti dalla superficie, cioè vanno a riscaldare gli strati superiori del terreno e dell'acqua. Allo stesso tempo la superficie terrestre si irradia e allo stesso tempo cede calore.
3 La superficie terrestre (superficie attiva, superficie sottostante), cioè la superficie del suolo o dell'acqua (vegetazione, neve, copertura di ghiaccio), in modo continuo diversi modi guadagna e perde calore. Attraverso la superficie terrestre, il calore viene trasferito nell'atmosfera e nel suolo o nell'acqua. In qualsiasi periodo di tempo, la stessa quantità di calore lascia la superficie terrestre su e giù mentre riceve dall’alto e dal basso durante questo periodo. Se così non fosse, la legge di conservazione dell’energia non sarebbe soddisfatta: bisognerebbe supporre che l’energia appaia o scompaia sulla superficie terrestre. La somma algebrica di tutti gli afflussi e deflussi di calore sulla superficie terrestre deve essere uguale a zero. Ciò è espresso dall'equazione del bilancio termico della superficie terrestre.
4 Equazione del bilancio termico, Per scrivere l'equazione del bilancio termico, per prima cosa combiniamo la radiazione assorbita Q (1- A) e la radiazione effettiva Eef = Ez - Ea nel bilancio radiante: B = S + D R + Ea Ez o B = Q (1 - A) - Eef
5 Bilancio della radiazione della superficie terrestre - È la differenza tra la radiazione assorbita (radiazione totale meno quella riflessa) e la radiazione effettiva (radiazione della superficie terrestre meno la controradiazione) B=S +D R + Eа Ез В=Q(1-A) -Eeff Di notte il bilancio delle onde corte = 0 Pertanto B= - Eeff
6 1) Indicheremo l'arrivo di calore dall'aria o il suo rilascio nell'aria per conduttività termica come P 2) Indicheremo lo stesso guadagno o consumo attraverso lo scambio di calore con strati più profondi di suolo o acqua come A. 3) Noi indicherà la perdita di calore durante l'evaporazione o il suo arrivo durante la condensazione sulla superficie terrestre LE, dove L è il calore specifico di evaporazione ed E è l'evaporazione/condensazione (massa d'acqua). Allora l'equazione del bilancio termico della superficie terrestre sarà scritta così: B = P + A + LE L'equazione del bilancio termico si riferisce ad un'unità di superficie attiva Tutti i suoi membri sono flussi di energia Hanno la dimensione W/m 2
7, il significato dell'equazione è che il bilancio radiativo sulla superficie terrestre è bilanciato dal trasferimento di calore non radiativo. L'equazione è valida per qualsiasi periodo di tempo, compreso un periodo pluriennale.
8 Componenti del bilancio termico del sistema Terra-atmosfera Ricevuto dal sole Fornito dalla superficie terrestre
9 Opzioni di bilancio termico Q bilancio di radiazione LE consumo di calore per l'evaporazione H flusso di calore turbolento dall'(nell') atmosfera dalla superficie sottostante G -- flusso di calore nella (da) la profondità del suolo
10 Entrante e uscente B=Q(1-A)-Eeff B= P+A+LE Q(1-A)- Il flusso della radiazione solare, parzialmente riflesso, penetra profondamente nello strato attivo a diverse profondità e lo riscalda sempre La radiazione efficace solitamente raffredda la superficie Eeff Anche l'evaporazione raffredda sempre la superficie LE Il flusso di calore nell'atmosfera P raffredda la superficie durante il giorno quando è più calda dell'aria, ma la riscalda di notte quando l'atmosfera è più calda della superficie della Terra. Flusso di calore nel suolo A, rimuove il calore in eccesso durante il giorno (raffredda la superficie), ma fornisce il calore mancante dalle profondità durante la notte
11 la temperatura media annuale della superficie terrestre e dello strato attivo varia poco di anno in anno.Di giorno in giorno e di anno in anno, la temperatura media dello strato attivo e della superficie terrestre in qualsiasi luogo cambia poco. Ciò significa che durante il giorno entra in profondità nel suolo o nell'acqua quasi la stessa quantità di calore che ne esce durante la notte. Tuttavia, durante le giornate estive, verso il basso scende un po' più calore di quello che proviene dal basso. Pertanto, gli strati di suolo e acqua, e la loro superficie, si riscaldano giorno dopo giorno. In inverno avviene il processo inverso. Questi cambiamenti stagionali nell'apporto e nella produzione di calore nel suolo e nell'acqua sono quasi equilibrati nel corso dell'anno e la temperatura media annuale della superficie terrestre e dello strato attivo cambia poco di anno in anno.
12 La superficie sottostante è la superficie terrestre che interagisce direttamente con l'atmosfera
13 Superficie attiva Tipologie di scambio termico Superficie attiva È la superficie del suolo, della vegetazione e di qualsiasi altro tipo di superficie terrestre e oceanica (acqua) che assorbe e rilascia calore, regola il regime termico del corpo stesso e dello strato d'aria adiacente (strato di terra)
14 Valori approssimativi dei parametri delle proprietà termiche dello strato attivo della Sostanza Terra Densità Kg/m 3 Capacità termica J/(kg K) Conducibilità termica W/(m K) aria 1,02 acqua, 63 ghiaccio, 5 neve , 11 legno, 0 sabbia, 25 roccia, 0
15 Come si riscalda la terra: la conduttività termica è uno dei tipi di trasferimento di calore
16 Il meccanismo della conduttività termica (trasferimento di calore in profondità nei corpi) La conduttività termica è uno dei tipi di trasferimento di calore dalle parti più riscaldate del corpo a quelle meno riscaldate, portando alla compensazione della temperatura. In questo caso, l'energia viene trasferita nel corpo da particelle (molecole, atomi, elettroni) con maggiore energia a particelle con minore.Se la variazione relativa della temperatura T a una distanza dal percorso libero medio delle particelle è piccola, allora la base è soddisfatta la legge della conducibilità termica (legge di Fourier): il flusso di densità termica q è proporzionale al grad T, cioè dove λ è il coefficiente di conducibilità termica, o semplicemente la conducibilità termica, non dipende dal grad T. λ dipende dallo stato aggregato della sostanza (vedi tabella), la sua struttura atomico-molecolare, temperatura e pressione, composizione (nel caso di miscela o soluzione), ecc. Flusso di calore nel suolo Nell'equazione del bilancio termico è A G T c z
17 Il trasferimento di calore al suolo obbedisce alle leggi di Fourier sulla conducibilità termica (1 e 2) 1) Il periodo di fluttuazione della temperatura non cambia con la profondità 2) L’ampiezza della fluttuazione decade esponenzialmente con la profondità
18 Distribuzione del calore in profondità nel suolo Quanto maggiore è la densità e l'umidità del suolo, tanto meglio questo conduce il calore, più velocemente si diffonde in profondità e più in profondità penetrano le fluttuazioni di temperatura. Ma, indipendentemente dal tipo di terreno, la durata delle fluttuazioni di temperatura non cambia con la profondità. Ciò significa che non solo in superficie, ma anche in profondità rimane un ciclo giornaliero con un periodo di 24 ore tra ogni due massimi o minimi successivi e un ciclo annuale con un periodo di 12 mesi.
19 Formazione della temperatura nello strato superiore del suolo (Cosa mostrano i termometri a manovella) L'ampiezza delle fluttuazioni diminuisce in modo esponenziale. Al di sotto di una certa profondità (circa cm), la temperatura rimane pressoché invariata durante la giornata.
20 Variazione giornaliera e annuale della temperatura superficiale del suolo La temperatura sulla superficie del suolo ha una variazione giornaliera: la minima si osserva circa mezz'ora dopo l'alba. A questo punto, il bilancio radiativo della superficie del suolo diventa pari a zero; il trasferimento di calore dallo strato superiore del suolo mediante radiazione effettiva è bilanciato dall’aumento dell’afflusso di radiazione totale. Lo scambio termico non radiativo in questo momento è insignificante. Successivamente la temperatura sulla superficie del suolo aumenta fino ad alcune ore in cui raggiunge il suo massimo giornaliero. Successivamente, la temperatura inizia a scendere. Il bilancio radiativo nelle ore pomeridiane resta positivo; tuttavia, il trasferimento di calore durante il giorno dallo strato superiore del suolo all'atmosfera avviene non solo attraverso l'irraggiamento efficace, ma anche attraverso una maggiore conduttività termica e una maggiore evaporazione dell'acqua. Continua anche il trasferimento di calore in profondità nel suolo. Pertanto, la temperatura alla superficie del suolo scende dalle ore al minimo mattutino.
21 Variazione giornaliera della temperatura nel suolo a diverse profondità, l'ampiezza delle fluttuazioni diminuisce con la profondità. Quindi, se in superficie l'ampiezza giornaliera è 30 e ad una profondità di 20 cm - 5, a una profondità di 40 cm sarà inferiore a 1. Ad una profondità relativamente bassa, l'ampiezza giornaliera diminuisce fino a zero. A questa profondità (circa cm) inizia uno strato di temperatura giornaliera costante. Pavlovsk, maggio. L'ampiezza delle fluttuazioni annuali della temperatura diminuisce con la profondità secondo la stessa legge. Tuttavia, le fluttuazioni annuali si estendono a profondità maggiori, il che è comprensibile: c’è più tempo per la loro propagazione. Le ampiezze delle fluttuazioni annuali diminuiscono fino a zero a una profondità di circa 30 m alle latitudini polari, circa m alle medie latitudini, circa 10 m ai tropici (dove le ampiezze annuali sulla superficie del suolo sono inferiori rispetto alle medie latitudini). A queste profondità inizia uno strato di temperatura annuale costante. Il ciclo diurno nel suolo si attenua in ampiezza con la profondità e ritarda in fase a seconda dell'umidità del suolo: il massimo si verifica di sera sulla terraferma e di notte sull'acqua (così come il minimo al mattino e di giorno)
22 Leggi di Fourier della conducibilità termica (3) 3) Il ritardo di fase dell’oscillazione aumenta linearmente con la profondità, cioè: il tempo di sbalzi termici massimi rispetto agli strati superiori di diverse ore (di sera e anche di notte)
23 Quarta legge di Fourier Le profondità degli strati a temperatura costante giornaliera e annuale sono legate tra loro come radici quadrate dei periodi di oscillazione, cioè come 1: 365. Ciò significa che la profondità alla quale si estinguono le oscillazioni annuali è 19 volte maggiore della profondità alla quale le fluttuazioni diurne si estinguono. E questa legge, proprio come le altre leggi di Fourier, è abbastanza ben confermata dalle osservazioni.
24 Formazione della temperatura nell'intero strato attivo del terreno (Cosa mostrano i termometri di scarico) 1. Il periodo delle fluttuazioni di temperatura non cambia con la profondità 2. Al di sotto di una certa profondità, la temperatura non cambia nel corso dell'anno. 3. La profondità di propagazione delle fluttuazioni annuali è circa 19 volte maggiore di quella delle fluttuazioni giornaliere
25 Penetrazione delle fluttuazioni di temperatura in profondità nel suolo secondo il modello di conduttività termica Tutte le conseguenze stabilite dal modello di conduttività termica sono abbastanza coerenti con i dati osservativi e pertanto sono spesso chiamate Leggi di Fourier
26. La variazione media giornaliera della temperatura sulla superficie del suolo (P) e nell'aria ad un'altezza di 2 m (V). Pavlovsk, giugno. Le temperature massime sulla superficie del suolo sono generalmente più elevate di quelle dell'aria all'altezza della cabina meteorologica. Questo è comprensibile: durante il giorno la radiazione solare riscalda prima il suolo e poi l'aria.
27 variazione annuale della temperatura del suolo Anche la temperatura della superficie del suolo, ovviamente, cambia durante la variazione annuale. Alle latitudini tropicali, la sua ampiezza annuale, cioè la differenza tra le temperature medie a lungo termine dei mesi più caldi e più freddi dell’anno, è piccola e aumenta con la latitudine. Nell'emisfero settentrionale alla latitudine 10 è circa 3, alla latitudine 30 circa 10, alla latitudine 50 in media circa 25.
28 Le fluttuazioni della temperatura nel suolo si attenuano con la profondità in ampiezza e in ritardo di fase, i massimi si spostano verso l'autunno e i minimi verso la primavera. I massimi e i minimi annuali ritardano di giorni per ogni metro di profondità. Variazione annuale della temperatura del suolo a diverse profondità da 3 a 753 cm a Kaliningrad. Alle latitudini tropicali, l’ampiezza annuale, cioè la differenza tra le temperature medie a lungo termine dei mesi più caldi e più freddi dell’anno, è piccola e aumenta con la latitudine. Nell'emisfero settentrionale alla latitudine 10 è circa 3, alla latitudine 30 circa 10, alla latitudine 50 in media circa 25.
29 Metodo dell'isopleta termica Rappresenta visivamente tutte le caratteristiche della variazione di temperatura sia nel tempo che in profondità (in un punto) Esempio della variazione annuale e della variazione diurna Isopleti della variazione annuale della temperatura nel suolo a Tbilisi
30 Variazione giornaliera della temperatura dell'aria nello strato superficiale La variazione giornaliera della temperatura dell'aria segue la temperatura della superficie terrestre. Poiché l'aria viene riscaldata e raffreddata dalla superficie terrestre, l'ampiezza della variazione giornaliera della temperatura nella cabina meteorologica è inferiore a quella sulla superficie del suolo, in media di circa un terzo. L'aumento della temperatura dell'aria inizia insieme all'aumento della temperatura del suolo (15 minuti dopo) al mattino, dopo l'alba. Verso le 10:00 la temperatura del suolo, come sappiamo, comincia a scendere. In ore si equalizza con la temperatura dell'aria; da questo momento, con un ulteriore abbassamento della temperatura del suolo, la temperatura dell'aria comincia a scendere. Pertanto, il minimo nella variazione giornaliera della temperatura dell'aria sulla superficie terrestre si verifica subito dopo l'alba e il massimo si verifica nelle ore.
32 Differenze tra modalità termica suolo e corpi idrici Esistono forti differenze nelle caratteristiche termiche e di riscaldamento degli strati superficiali del suolo e degli strati superiori dei corpi idrici. Nel suolo, il calore si diffonde verticalmente per conduttività termica molecolare, e nell'acqua facilmente mobile anche per miscelazione turbolenta degli strati d'acqua, che è molto più efficiente. La turbolenza nei corpi idrici è causata principalmente da onde e correnti. Ma di notte e nella stagione fredda questo tipo di turbolenza si accompagna anche alla convezione termica: l'acqua raffreddata in superficie cade per l'aumento della densità e viene sostituita dall'acqua più calda proveniente dagli strati inferiori.
33 Caratteristiche della temperatura dei corpi idrici associate a grandi coefficienti di trasferimento di calore turbolento Le fluttuazioni giornaliere e annuali nell'acqua penetrano a profondità molto maggiori rispetto al suolo Le ampiezze della temperatura sono molto più piccole e quasi identiche nell'UCL di laghi e mari Flussi di calore nell'attivo lo strato d'acqua è molte volte maggiore di quello del suolo
34 Fluttuazioni giornaliere e annuali Di conseguenza, le fluttuazioni giornaliere della temperatura dell'acqua si estendono fino a una profondità dell'ordine di decine di metri e nel suolo fino a meno di un metro. Le fluttuazioni annuali della temperatura nell'acqua si estendono fino a una profondità di centinaia di metri e nel suolo solo fino a un metro, quindi il calore che arriva alla superficie dell'acqua durante il giorno e l'estate penetra a una profondità considerevole e riscalda un grande spessore d'acqua. La temperatura dello strato superiore e della superficie dell'acqua stessa aumenta leggermente. Nel terreno il calore in ingresso si distribuisce nel sottile strato superiore, che diventa così molto caldo. Lo scambio di calore con strati più profondi nell’equazione del bilancio termico “A” per l’acqua è molto maggiore che per il suolo, e il flusso di calore nell’atmosfera “P” (turbolenza) è corrispondentemente inferiore. Di notte e in inverno l'acqua cede calore dallo strato superficiale, ma viene sostituita dal calore accumulato dagli strati sottostanti. Pertanto, la temperatura sulla superficie dell'acqua diminuisce lentamente. Sulla superficie del suolo, la temperatura scende rapidamente quando viene rilasciato calore: il calore accumulato nel sottile strato superiore lo abbandona rapidamente senza essere reintegrato dal basso.
Sono state ottenute 35 mappe di scambio termico turbolento tra l'atmosfera e la superficie sottostante
36 Negli oceani e nei mari anche l'evaporazione gioca un ruolo importante nel rimescolamento degli strati e nella conseguente trasmissione del calore. Con una significativa evaporazione dalla superficie del mare, lo strato superiore dell'acqua diventa più salato e denso, a seguito del quale l'acqua affonda dalla superficie nelle profondità. Inoltre, le radiazioni penetrano più in profondità nell’acqua rispetto al suolo. Infine, la capacità termica dell’acqua è grande rispetto a quella del suolo, e la stessa quantità di calore riscalda una massa d’acqua ad una temperatura inferiore rispetto alla stessa massa di terreno. CAPACITÀ TERMICA - La quantità di calore assorbita da un corpo quando riscaldato di 1 grado (Celsius) o rilasciata quando raffreddato di 1 grado (Celsius) o la capacità di un materiale di accumulare energia termica.
37 A causa di queste differenze nella distribuzione del calore: 1. acqua per tempo caldo anno accumula una grande quantità di calore in uno strato d'acqua abbastanza spesso, che viene rilasciato nell'atmosfera durante la stagione fredda. 2. Durante la stagione calda, il terreno cede di notte la maggior parte del calore che riceve durante il giorno, e ne accumula poco durante l'inverno. Come risultato di queste differenze, la temperatura dell'aria sul mare è più bassa in estate e più alta in inverno rispetto alla terra. Alle medie latitudini, durante la metà calda dell'anno, nel suolo si accumulano 1,5–3 kcal di calore per ogni centimetro quadrato di superficie. Durante i periodi freddi, il terreno rilascia questo calore all’atmosfera. Il valore ±1,5 3 kcal/cm 2 all'anno è il ricambio annuo di calore del suolo.
38 Le ampiezze delle variazioni annuali della temperatura determinano il clima continentale o Mappa marina ampiezze della variazione annuale della temperatura sulla superficie terrestre
39 La posizione di un luogo rispetto alla costa influenza in modo significativo il regime di temperatura, umidità, nuvolosità, precipitazioni e determina il grado di clima continentale.
40 Clima continentale Clima continentale - totalità caratteristiche peculiari clima determinato dall’influenza del continente sui processi di formazione del clima. Nel clima sul mare (clima marittimo), si osservano piccole ampiezze annuali della temperatura dell'aria rispetto al clima continentale sulla terra con grandi ampiezze annuali della temperatura.
41 La variazione annuale della temperatura dell'aria alla latitudine 62 N: sulle Isole Faroe e Yakutsk riflette la posizione geografica di questi punti: nel primo caso - a sponde occidentali L'Europa, nel secondo, nella parte orientale dell'Asia
42 L'ampiezza media annua a Tórshavn è 8, a Yakutsk 62 C. Nel continente Eurasia si osserva un aumento dell'ampiezza annuale nella direzione da ovest a est.
43 L'Eurasia è il continente con la maggiore distribuzione di clima continentale, questo tipo di clima è caratteristico delle regioni interne dei continenti. Il clima continentale è dominante in gran parte della Russia, Ucraina, Asia centrale (Kazakistan, Uzbekistan, Tagikistan), Cina interna, Mongolia e nelle regioni interne degli Stati Uniti e del Canada. Il clima continentale porta alla formazione di steppe e deserti, poiché la maggior parte dell'umidità dei mari e degli oceani non raggiunge le regioni interne.
44 L'indice di continentalità è una caratteristica numerica della continentalità del clima. Esistono numerose opzioni IK, che si basano sull'una o sull'altra funzione dell'ampiezza annuale della temperatura dell'aria A: secondo Gorchinsky, secondo Conrad, secondo Zenker, secondo Khromov Esistono indici costruiti su altre basi. Ad esempio, il rapporto tra la frequenza delle masse d'aria continentali e la frequenza delle masse marine è stato proposto come I.K. masse d'aria. L.G. Polozova ha proposto di caratterizzare la continentalità separatamente per gennaio e luglio in relazione alla massima continentalità ad una data latitudine; quest'ultima è determinata da anomalie di temperatura. N. N. Ivanov ha proposto l'IK in funzione della latitudine, dell'ampiezza della temperatura annuale e giornaliera e del deficit di umidità nel mese più secco.
45 indice di continentalità Dipende dal valore dell'ampiezza annuale della temperatura dell'aria latitudine geografica. Alle basse latitudini, le ampiezze della temperatura annuale sono inferiori rispetto alle alte latitudini. Questa situazione porta alla necessità di escludere l'influenza della latitudine sull'ampiezza annuale. A questo scopo sono stati proposti diversi indicatori di continentalità climatica, presentati in funzione dell'ampiezza annua della temperatura e della latitudine del luogo. Formula di L. Gorchinsky dove A è l'ampiezza della temperatura annuale. La continentalità media sull'oceano è zero e per Verkhoyansk è 100.
47 Marino e continentale La regione dal clima marittimo temperato è caratterizzata da tranquillità caldo inverno(da -8 C a 0 C), estati fresche (+16 C) e grandi quantità di precipitazioni (più di 800 mm), che cadono uniformemente durante tutto l'anno. Il clima continentale temperato è caratterizzato da sbalzi della temperatura dell'aria da circa -8 C a gennaio a +18 C a luglio; le precipitazioni qui sono più di mm, che cadono soprattutto in estate. La regione dal clima continentale è caratterizzata da temperature più basse in inverno (fino a -20 C) e meno precipitazioni (circa 600 mm). Nelle zone a clima continentale moderato l'inverno sarà ancora più freddo, fino a -40°C, e le precipitazioni saranno anche inferiori a mm.
48 Estremi Nella regione di Mosca in estate, sulla superficie del suolo nudo si osservano temperature fino a +55, e nei deserti anche fino a +80. Le temperature minime notturne, al contrario, sono più basse sulla superficie del suolo che nell'aria, poiché, prima di tutto, il suolo viene raffreddato dall'irraggiamento efficace, e poi l'aria viene raffreddata da esso. In inverno nella regione di Mosca, le temperature notturne in superficie (in questo periodo coperte di neve) possono scendere sotto i 50, in estate (eccetto luglio) fino a zero. Sulla superficie nevosa dell'interno dell'Antartide, anche la temperatura media mensile di giugno è di circa 70, e in alcuni casi può scendere fino a 90.
49 mappe della temperatura media dell'aria per gennaio e luglio
50 Distribuzione della temperatura dell'aria (distribuzione zonale fattore principale zonazione climatica) Media annua Media estiva (luglio) Media di gennaio Media per zone di latitudine
51 Temperatura territorio della Russia.Caratterizzato da grandi contrasti in inverno. IN Siberia orientale l'anticiclone invernale, che è una formazione barica estremamente stabile, contribuisce alla formazione di un polo freddo nel nord-est della Russia con una temperatura media mensile dell'aria in inverno di 42 C. La temperatura media minima in inverno è di 55 C. territorio europeo In Russia, sotto l'influenza del trasferimento dell'aria calda atlantica, la temperatura media durante l'inverno varia da C nel sud-ovest, raggiungendo valori positivi sulla costa del Mar Nero, a C nelle regioni centrali.
52 temperatura media aria superficiale (C) in inverno.
53 Temperatura media dell'aria superficiale (C) in estate. La temperatura media dell'aria varia da 4 5 C sulle coste settentrionali a C nel sud-ovest, dove il suo massimo medio è C, e il massimo assoluto è 45 C. L'ampiezza dei valori estremi di temperatura raggiunge i 90 C. Una caratteristica del Il regime della temperatura dell'aria in Russia è rappresentato dalle sue grandi ampiezze giornaliere e annuali, soprattutto nel clima fortemente continentale del territorio asiatico. L'ampiezza annuale varia da 8 10 C nell'EPR a 63 C nella Siberia orientale nell'area della catena di Verkhoyansk.
54 Effetto della copertura vegetale sulla temperatura della superficie del suolo La copertura vegetale riduce il raffreddamento del suolo durante la notte. La radiazione notturna proviene principalmente dalla superficie della vegetazione stessa, che si raffredderà maggiormente. Il terreno sotto la vegetazione mantiene una temperatura più elevata. Tuttavia, durante il giorno, la vegetazione impedisce il riscaldamento radiativo del suolo. L'escursione termica giornaliera sotto la copertura vegetale si riduce e la temperatura media giornaliera si abbassa. Quindi, la copertura vegetale generalmente raffredda il terreno. Nella regione di Leningrado, la superficie del terreno coltivato nei campi può essere 15 più fredda durante il giorno rispetto al terreno incolto. In media, al giorno fa 6 volte più freddo del terreno nudo e anche a una profondità di 5-10 cm rimane una differenza di 3-4.
55 L'influenza del manto nevoso sulla temperatura del suolo Il manto nevoso protegge il suolo dalla perdita di calore in inverno. La radiazione proviene dalla superficie del manto nevoso stesso e il terreno sottostante rimane più caldo del terreno nudo. Allo stesso tempo, l'ampiezza della temperatura giornaliera sulla superficie del suolo sotto la neve diminuisce drasticamente. IN corsia centrale Sul territorio europeo della Russia, con un manto nevoso di 50 cm, la temperatura della superficie del suolo sottostante è 6 7 più alta della temperatura del suolo nudo e 10 più alta della temperatura sulla superficie del manto nevoso stesso. Il congelamento invernale del terreno sotto la neve raggiunge una profondità di circa 40 cm, e senza neve può estendersi fino a una profondità di oltre 100 cm, quindi la copertura vegetale in estate riduce la temperatura sulla superficie del suolo e la copertura nevosa in inverno, al contrario. , lo aumenta. L'effetto combinato della copertura vegetale in estate e della copertura nevosa in inverno riduce l'ampiezza annuale della temperatura sulla superficie del suolo; si tratta di una diminuzione dell'ordine di 10 rispetto al suolo nudo.
56 FENOMENI METEOROLOGICI PERICOLOSI E LORO CRITERI 1. vento molto forte (compreso burrasca) di almeno 25 m/s, (comprese raffiche), sulle coste marine e in zone montane di almeno 35 m/s; 2. pioggia molto forte di almeno 50 mm in un periodo non superiore a 12 ore 3. acquazzone di almeno 30 mm in un periodo non superiore a 1 ora; 4. neve molto intensa di almeno 20 mm per un periodo non superiore a 12 ore; 5. grande grandine- non inferiore a 20 mm; 6. forte tempesta di neve - con una velocità media del vento di almeno 15 m/s e visibilità inferiore a 500 m;
57 7. Forte tempesta di polvere con una velocità media del vento di almeno 15 m/s e visibilità non superiore a 500 m; 8. Visibilità in nebbia fitta non superiore a 50 m; 9. Depositi pesanti di ghiaccio e brina di almeno 20 mm per il ghiaccio, almeno 35 mm per depositi complessi o neve bagnata, almeno 50 mm per il gelo. 10. Calore estremo - Temperatura dell'aria massima elevata di almeno 35 ºС per più di 5 giorni. 11. Forte gelo - Temperatura minima dell'aria di almeno meno 35ºС per almeno 5 giorni.
58 Pericoli associati a temperature elevate Pericolo di incendio Calore estremo
59 Fenomeni pericolosi associati alle basse temperature Tempeste di neve - bizzard Forti gelate Riscaldamento improvviso - asciugacapelli
60 Gelo. Il gelo è una diminuzione a breve termine della temperatura dell'aria o della superficie attiva (superficie del suolo) fino a 0 C o inferiore in un contesto generale di temperature medie giornaliere positive.
61 Concetti base sulla temperatura dell'aria COSA DEVI SAPERE! Mappa della temperatura media annua Differenze tra temperature estive e invernali Distribuzione zonale della temperatura Influenza della distribuzione della terra e del mare Distribuzione della temperatura dell'aria in base all'altezza Variazioni giornaliere e annuali della temperatura del suolo e dell'aria Fenomeni meteorologici pericolosi causati dalle condizioni di temperatura
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Il suolo è un componente del sistema climatico, essendo l'accumulatore più attivo del calore solare che entra nella superficie terrestre.
La variazione giornaliera della temperatura superficiale sottostante presenta un massimo ed un minimo. Il minimo si verifica intorno all'alba, il massimo nel pomeriggio. La fase del ciclo diurno e la sua ampiezza giornaliera dipendono dal periodo dell'anno, dallo stato della superficie sottostante, dalla quantità e dalle precipitazioni, nonché dall'ubicazione delle stazioni, dal tipo di terreno e dalla sua composizione meccanica.
In base alla loro composizione meccanica, i terreni si dividono in sabbiosi, sabbiosi e argillosi, differenziandosi per capacità termica, diffusività termica e proprietà genetiche (in particolare colore). I terreni scuri assorbono più radiazione solare e, quindi, si riscaldano più dei terreni chiari. I terreni sabbiosi e sabbiosi, caratterizzati da una temperatura del suolo più bassa, sono più caldi dei terreni argillosi.
Nella variazione annuale della temperatura della superficie sottostante si può rintracciare una periodicità semplice con un minimo di orario invernale e massimo in estate. Nella maggior parte della Russia, la temperatura del suolo più alta si osserva a luglio, alle Lontano est nella fascia costiera del Mare di Okhotsk, a luglio e agosto, nel sud del Primorsky Krai - ad agosto.
Le temperature massime della superficie sottostante durante gran parte dell'anno caratterizzano lo stato termico estremo del suolo e, solo nei mesi più freddi, quello superficiale.
Le condizioni meteorologiche favorevoli affinché la superficie sottostante raggiunga le massime temperature sono: tempo parzialmente nuvoloso, quando l'afflusso della radiazione solare è massimo; velocità del vento bassa o calma, poiché un aumento della velocità del vento aumenta l'evaporazione dell'umidità dal suolo; scarse precipitazioni, poiché il terreno asciutto è caratterizzato da una minore conduttività termica. Inoltre, nel terreno asciutto si perde meno calore per evaporazione. Pertanto, le temperature massime assolute si verificano solitamente nelle giornate soleggiate più limpide su terreno asciutto e solitamente nelle ore pomeridiane.
Distribuzione geografica la media delle temperature massime annuali assolute della superficie sottostante è simile alla distribuzione delle isogeoterme delle temperature medie mensili superficiali del suolo nei mesi estivi. Le isogeoterme hanno una direzione prevalentemente latitudinale. L'influenza dei mari sulla temperatura della superficie del suolo si manifesta nel fatto che sulla costa occidentale del Giappone e a Sachalin e Kamchatka la direzione latitudinale delle isogeoterme viene violata e si avvicina a quella meridionale (ripete lo schema del costa). Nella parte europea della Russia, la temperatura media assoluta annua massima della superficie sottostante varia dai 30–35°С sulla costa dei mari settentrionali ai 60–62°С nel sud della regione di Rostov, nel Krasnodar e Stavropol. territori, nella Repubblica di Calmucchia e nella Repubblica del Daghestan. Nella regione, le temperature medie assolute massime annuali della superficie del suolo sono inferiori di 3-5°C rispetto alle vicine zone di pianura, il che è dovuto all’influenza dell’altitudine sull’aumento delle precipitazioni nell’area e sull’umidità del suolo. Le aree di pianura, riparate dai venti dominanti dalle colline, sono caratterizzate da precipitazioni ridotte e velocità del vento inferiori e, di conseguenza, da valori elevati di temperature superficiali del suolo estreme.
Maggior parte crescita rapida temperature estreme da nord a sud si verificano nella zona di transizione dalle zone forestali alle zone, che è associata ad una diminuzione delle precipitazioni in zona della steppa e con cambiamenti nella composizione del suolo. Nel sud, con un livello generalmente basso di contenuto di umidità nel suolo, gli stessi cambiamenti nell’umidità del suolo corrispondono a differenze più significative nella temperatura dei suoli che differiscono nella composizione meccanica.
Si osserva anche una forte diminuzione della media delle temperature massime annuali assolute della superficie sottostante da sud a nord nelle regioni settentrionali della parte europea della Russia, durante la transizione dalla zona forestale alle zone e alla tundra - aree di umidità in eccesso . Le regioni settentrionali della parte europea della Russia, a causa dell'attività ciclonica attiva, tra le altre cose, differiscono dalle regioni meridionali per la maggiore nuvolosità, che riduce drasticamente l'arrivo della radiazione solare sulla superficie terrestre.
Nella parte asiatica della Russia, le massime assolute medie più basse si verificano nelle isole e nel nord (12–19°C). Man mano che ci si sposta verso sud, le temperature estreme aumentano, e nel nord della parte europea e asiatica della Russia questo aumento è più marcato che nel resto del territorio. Nelle aree con precipitazioni minime (ad esempio, le aree tra i fiumi Lena e Aldan), vengono identificate sacche di aumento delle temperature estreme. Trattandosi di aree molto complesse, temperature superficiali del suolo estreme per le stazioni ubicate in varie forme di rilievo ( zone montuose, bacini, pianure, valli di grandi fiumi siberiani) sono molto diversi. Valori più grandi le temperature medie massime annuali assolute della superficie sottostante si raggiungono nel sud della parte asiatica della Russia (ad eccezione delle zone costiere). Nel sud del Primorsky Krai, i massimi medi annuali assoluti sono inferiori rispetto alle regioni continentali situate alla stessa latitudine. Qui i loro valori raggiungono i 55–59°C.
Le temperature minime della superficie sottostante si osservano anche in condizioni ben precise: nelle notti più fredde, nelle ore prossime al sorgere del sole, in condizioni meteorologiche anticicloniche, quando la bassa nuvolosità favorisce la massima radiazione efficace.
La distribuzione delle isogeoterme delle temperature medie minime annuali assolute della superficie sottostante è simile alla distribuzione delle isoterme delle temperature minime dell'aria. Nella maggior parte del territorio della Russia, ad eccezione delle regioni meridionali e settentrionali, le isogeoterme della temperatura minima assoluta media annua della superficie sottostante assumono una direzione meridionale (decrescente da ovest a est). Nella parte europea della Russia, la media delle temperature minime annuali assolute della superficie sottostante varia dai -25°C delle regioni occidentali e meridionali ai -40...-45°C delle regioni orientali e, soprattutto, nordorientali. (Cresta Timan e tundra Bolshezemelskaya). Più valori elevati La media delle temperature minime annuali assolute (–16…–17°С) si verifica sulla costa del Mar Nero. Nella maggior parte della parte asiatica della Russia, la media dei minimi assoluti annuali varia tra –45…–55°С. Una distribuzione della temperatura così insignificante e abbastanza uniforme su un vasto territorio è associata all'uniformità delle condizioni per la formazione di temperature minime nelle aree esposte all'influenza della Siberia.
Nelle aree della Siberia orientale con terreni complessi, soprattutto nella Repubblica di Sakha (Yakutia), insieme ai fattori di radiazione, le caratteristiche dei rilievi hanno un impatto significativo sulla diminuzione delle temperature minime. Qui, nelle difficili condizioni del paese montuoso, si creano condizioni particolarmente favorevoli nelle depressioni e nei bacini per il raffreddamento della superficie sottostante. Nella Repubblica di Sakha (Yakutia) si registrano i valori più bassi delle temperature minime medie assolute annuali della superficie sottostante in Russia (fino a –57…–60°C).
Sulla costa dei mari artici, a causa dello sviluppo qui di un'attiva attività ciclonica invernale, temperature minime superiore che nelle zone interne. Le isogeoterme hanno una direzione quasi latitudinale, e la diminuzione della media dei minimi assoluti annuali da nord a sud avviene abbastanza rapidamente.
Sulla costa le isogeoterme seguono il profilo della costa. L'influenza del minimo delle Aleutine si manifesta in un aumento della media dei minimi assoluti annuali nella zona costiera rispetto alle zone interne, soprattutto sulla costa meridionale del Primorsky Krai e su Sakhalin. La media delle minime annuali assolute qui è –25…–30°С.
Il congelamento del suolo dipende dall'entità delle temperature negative dell'aria durante la stagione fredda. Il fattore più importante La presenza del manto nevoso impedisce il congelamento del suolo. Le sue caratteristiche come il tempo di formazione, lo spessore e la durata della comparsa determinano la profondità del congelamento del suolo. Il tardivo insediamento del manto nevoso contribuisce a un maggiore congelamento del suolo, poiché nella prima metà dell'inverno l'intensità del congelamento del suolo è maggiore e, al contrario, il precoce insediamento del manto nevoso impedisce un significativo congelamento del suolo. L'influenza dello spessore del manto nevoso è più pronunciata nelle aree con basse temperature dell'aria.
Allo stesso tempo, la profondità del congelamento dipende dal tipo di terreno, dalla sua composizione meccanica e dall'umidità.
Ad esempio, nelle regioni settentrionali della Siberia occidentale, con una copertura nevosa bassa e spessa, la profondità del congelamento del suolo è inferiore rispetto alle regioni più meridionali e più calde con scarsa copertura nevosa. Un quadro peculiare si verifica nelle aree con manto nevoso instabile (regioni meridionali della parte europea della Russia), dove può contribuire ad un aumento della profondità del congelamento del suolo. Ciò è dovuto al fatto che con frequenti cambi di gelo e disgelo, sulla superficie di un sottile manto nevoso si forma una crosta di ghiaccio, il cui coefficiente di conduttività termica è molte volte maggiore della conduttività termica di neve e acqua. In presenza di una tale crosta, il terreno si raffredda e si congela molto più velocemente. La presenza di una copertura vegetale aiuta a ridurre la profondità del congelamento del suolo, poiché trattiene e accumula la neve.
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Temperaturasuperficie sottostante
1 . Regime di temperatura della superficie sottostante e attivitàOth strato
dispositivo per la temperatura del suolo
La superficie sottostante, o superficie attiva, è la superficie della terra (suolo, acqua, neve, ecc.) che interagisce con l'atmosfera nel processo di scambio di calore e umidità.
Lo strato attivo è uno strato di terreno (compresa la vegetazione e il manto nevoso) o di acqua con cui partecipa allo scambio di calore ambiente, e alla profondità della quale si estendono le fluttuazioni della temperatura giornaliera e annuale.
Lo stato termico della superficie sottostante ha un impatto significativo sulla temperatura degli strati d'aria inferiori. Questa influenza, che diminuisce con l'altezza, può essere rilevata anche nell'alta troposfera.
Esistono differenze nel regime termico della terra e dell'acqua, che sono spiegate dalla differenza nelle loro proprietà termofisiche e nei processi di scambio termico tra la superficie e gli strati sottostanti.
Nel suolo, la radiazione solare a onde corte penetra fino a una profondità di decimi di millimetro, dove viene convertita in calore. Questo calore viene trasferito agli strati sottostanti mediante conduttività termica molecolare.
Nell'acqua, a seconda della sua trasparenza, la radiazione solare penetra fino a decine di metri di profondità e il trasferimento di calore agli strati profondi avviene a seguito di miscelazione turbolenta, convezione termica ed evaporazione.
La turbolenza nei corpi idrici è causata principalmente da onde e correnti. Di notte e durante la stagione fredda, la convezione termica si sviluppa quando l'acqua raffreddata in superficie scende a causa dell'aumento di densità e viene sostituita da acqua più calda proveniente dagli strati inferiori. Con una significativa evaporazione dalla superficie del mare, lo strato superiore dell'acqua diventa più salino e più denso, risultando in una quantità maggiore acqua calda scende dalla superficie in profondità. Pertanto, le fluttuazioni giornaliere della temperatura nell'acqua si estendono fino a una profondità di decine di metri e nel suolo - meno di un metro. Le fluttuazioni annuali della temperatura dell'acqua si estendono fino a una profondità di centinaia di metri e nel suolo - solo 10-20 m; quelli. Nel suolo il calore è concentrato in un sottile strato superiore, che si riscalda quando il bilancio radiativo è positivo e si raffredda quando il bilancio radiativo è negativo.
Pertanto, la terra si riscalda rapidamente e si raffredda rapidamente, mentre l'acqua si riscalda lentamente e si raffredda lentamente. L'elevata inerzia termica dei corpi idrici è facilitata anche dal fatto che la capacità termica specifica dell'acqua è 3-4 volte maggiore di quella del suolo. Per gli stessi motivi, le fluttuazioni termiche giornaliere e annuali sulla superficie del suolo sono molto maggiori che sulla superficie dell'acqua.
Variazione giornaliera della temperatura superficiale del suolo in tempo serenoè rappresentato da una curva ondulata che ricorda un'onda sinusoidale. In questo caso la temperatura minima si osserva poco dopo l'alba, quando il bilancio radiativo cambia segno da “-” a “+”. La temperatura massima si verifica tra le 13 e le 14. La regolarità della variazione termica giornaliera può essere disturbata dalla presenza di nuvole, precipitazioni e cambiamenti avvettivi.
La differenza tra la temperatura massima e quella minima giornaliera è l'ampiezza della temperatura giornaliera.
L'ampiezza della variazione giornaliera della temperatura superficiale del suolo dipende dall'altitudine mezzogiorno del Sole, cioè a seconda della latitudine e del periodo dell'anno. In estate, con tempo sereno alle latitudini temperate, l'ampiezza della temperatura del suolo nudo può raggiungere i 55° C, e nei deserti - 80° o più. Con tempo nuvoloso l'ampiezza è inferiore che con tempo sereno. Le nuvole bloccano la radiazione solare diretta durante il giorno e riducono la radiazione effettiva della superficie sottostante durante la notte.
La temperatura del suolo è influenzata dalla vegetazione e dal manto nevoso. La copertura vegetale riduce l'ampiezza delle fluttuazioni giornaliere della temperatura superficiale del suolo, poiché impedisce il riscaldamento dovuto ai raggi solari durante il giorno e protegge dal raffreddamento per radiazione durante la notte. Allo stesso tempo, la temperatura media giornaliera della superficie del suolo diminuisce. Il manto nevoso, avendo una bassa conduttività termica, protegge il suolo dall'intensa perdita di calore, mentre l'ampiezza della temperatura giornaliera diminuisce drasticamente rispetto al suolo nudo.
La differenza tra la temperatura media mensile massima e minima durante l’anno è chiamata escursione termica annuale.
L'ampiezza della temperatura superficiale sottostante nella variazione annuale dipende dalla latitudine (ai tropici è minima) e aumenta con la latitudine, che è in accordo con i cambiamenti nella direzione del meridiano dell'ampiezza annuale delle quantità mensili di radiazione solare in un sistema solare. clima.
La diffusione del calore nel suolo dalla superficie alla profondità corrisponde abbastanza da vicino a La legge di Fourier. Indipendentemente dal tipo di terreno e dalla sua umidità, la durata delle fluttuazioni di temperatura non cambia con la profondità, ad es. in profondità, il ciclo giornaliero viene mantenuto con un periodo di 24 ore, nel ciclo annuale - in 12 mesi. In questo caso, l'ampiezza delle fluttuazioni di temperatura diminuisce con la profondità.
Ad una certa profondità (circa 70 cm, diversa a seconda della latitudine e della stagione dell'anno), inizia uno strato con temperatura giornaliera costante. L'ampiezza delle fluttuazioni annuali diminuisce fino quasi a zero ad una profondità di circa 30 m nelle regioni polari e di circa 15-20 m nelle latitudini temperate. Le temperature massime e minime, sia nel ciclo giornaliero che annuale, si verificano più tardi rispetto alla superficie, e il ritardo è direttamente proporzionale alla profondità.
Una rappresentazione visiva della distribuzione della temperatura del suolo in profondità e nel tempo è data dal grafico termoisopletico, costruito utilizzando le temperature medie mensili del suolo a lungo termine (Fig. 1.2). Le profondità sono tracciate sull'asse verticale del grafico, mentre i mesi sono tracciati sull'asse orizzontale. Le linee di uguale temperatura su un grafico sono chiamate termoisoplete.
Lo spostamento lungo una linea orizzontale consente di monitorare la variazione di temperatura ad una determinata profondità durante tutto l'anno, mentre lo spostamento lungo una linea verticale dà un'idea della variazione di temperatura alla profondità per un dato mese. Il grafico mostra che l'ampiezza massima annuale della temperatura sulla superficie diminuisce con la profondità.
A causa delle differenze nei processi di scambio termico discussi sopra tra gli strati superficiali e profondi dei corpi idrici e della terra, i cambiamenti giornalieri e annuali nella temperatura della superficie dei corpi idrici sono molto inferiori a quelli della terra. Pertanto, l’ampiezza giornaliera dei cambiamenti nella temperatura della superficie dell’oceano è di circa 0,1-0,2 °C alle latitudini temperate e di circa 0,5 °C ai tropici. In questo caso, la temperatura minima si osserva 2-3 ore dopo l'alba e la massima è di circa 15-16 ore.L'ampiezza annuale delle fluttuazioni della temperatura della superficie dell'oceano è molto maggiore di quella giornaliera. Ai tropici è di circa 2-3° C, alle latitudini temperate è di circa 10° C. Le fluttuazioni giornaliere si trovano a profondità fino a 15-20 m, e le fluttuazioni annuali fino a 150-400 m.
2 Strumenti per la misura della temperatura dello strato attivo
Misurazione della temperatura della superficie del suolo, del manto nevoso e determinazione delle loro condizioni.
La superficie del suolo e del manto nevoso è la superficie sottostante, che interagisce direttamente con l'atmosfera, assorbe la radiazione solare e atmosferica e si irradia essa stessa nell'atmosfera, partecipa allo scambio di calore e umidità e influenza il regime termico degli strati di terreno sottostanti.
Viene utilizzato per misurare la temperatura del suolo e del manto nevoso durante i periodi di osservazione termometro meteorologico a mercurio TM-3 con limiti scala da -10 a +85° C; da -25 a +70°C; da -35 a +60° C, con una divisione di scala di 0,5° C. L'errore di misura a temperature superiori a -20° C è ±0,5° C, a più basse temperature±0,7° C. Per determinare le temperature estreme tra i periodi, termometri maAsimil TM-1 E minimo TM-2(lo stesso che per la determinazione della temperatura dell'aria in una cabina psicrometrica).
Le misurazioni della temperatura superficiale del suolo e del manto nevoso vengono effettuate in un'area non ombreggiata di 4x6 m nella parte meridionale del sito meteorologico. In estate le misurazioni vengono effettuate su terreno nudo e sciolto, a tale scopo l'area viene scavata in primavera.
Le letture dei termometri vengono effettuate con una precisione di 0,1 °C. Le condizioni del suolo e del manto nevoso vengono valutate visivamente. Durante tutto l'anno vengono effettuate misurazioni della temperatura e monitoraggio dello stato della superficie sottostante.
Misurazione della temperatura nello strato superiore del terreno
Per misurare la temperatura nello strato superiore del terreno, utilizzare termineOmisuratori meteorologici a mercurio (Savinov) TM-5(prodotto in set da 4 termometri per la misurazione della temperatura del terreno a profondità di 5, 10, 15, 20 cm). Limiti di misura: da -10 a +50° C, divisione scala 0,5° C, errore di misura ±0,5° C. Serbatoi cilindrici. I termometri vengono piegati con un angolo di 135° in punti a 2-3 cm di distanza dal serbatoio, ciò consente di installare i termometri in modo che il serbatoio e parte del termometro prima della piegatura siano in posizione orizzontale sotto lo strato di terreno e parte del termometro con la scala si trova sopra il suolo.
Il capillare nell'area dal serbatoio all'inizio della scala è coperto da un guscio termoisolante, che riduce l'influenza dello strato di terreno che si trova sopra il serbatoio sulle letture del termometro e fornisce una misurazione più accurata della temperatura alla profondità dove si trova il serbatoio.
Le osservazioni con i termometri Savinov vengono effettuate nello stesso sito in cui sono installati i termometri per misurare la temperatura superficiale del suolo, contemporaneamente e solo nella parte calda dell'anno. Quando la temperatura scende a una profondità di 5 cm sotto 0° C, i termometri vengono dissotterrati e installati in primavera dopo lo scioglimento del manto nevoso.
Misurazione della temperatura del suolo e del sottosuolo a profondità sotto la copertura naturale
Utilizzato per misurare la temperatura del suolo Termometro meteorologico a mercurio per profondità del suolo TM-10. La sua lunghezza è 360 mm, diametro 16 mm, il limite superiore della scala va da + 31 a +41 ° C, e il limite inferiore va da -10 a -20 ° C. Il valore di divisione della scala è 0,2 ° C, il l'errore di misurazione a temperature positive è ±0,2°C, a temperature negative ±0,3°C.
Il termometro è inserito in un telaio di plastica vinilica, che termina nella parte inferiore con un tappo di rame o ottone riempito con limatura di rame attorno al serbatoio del termometro. All'estremità superiore del telaio è fissata un'asta di legno, con l'aiuto della quale il termometro viene immerso in un tubo di ebanite situato nel terreno alla profondità di misurazione della temperatura del suolo.
Le misurazioni vengono effettuate su un'area di 6x8 m con vegetazione naturale nella parte sud-orientale del sito meteorologico. I termometri di profondità del suolo di scarico sono installati lungo la linea est-ovest ad una distanza di 50 cm l'uno dall'altro a una profondità di 0,2; 0,4; 0,8; 1.2; 1,6; 2.4; 3,2 m in ordine di profondità crescente.
Con un manto nevoso fino a 50 cm, la parte del tubo che sporge sopra la superficie del terreno è di 40 cm, con un'altezza maggiore del manto nevoso - 100 cm L'installazione dei tubi esterni (ebanite) viene eseguita utilizzando un trapano in per disturbare meno lo stato naturale del suolo.
Vengono effettuate osservazioni utilizzando termometri di scarico tutto l'anno, ogni giorno a una profondità di 0,2 e 0,4 m - tutti gli 8 periodi (eccetto il periodo in cui l'altezza della neve supera i 15 cm), ad altre profondità - una volta al giorno.
Misurazione della temperatura dell'acqua superficiale
Per la misurazione viene utilizzato un termometro a mercurio con un valore di divisione di 0,2 ° C, con limiti di scala da -5 a +35 ° C. Il termometro è inserito in un telaio, progettato per preservare le letture del termometro dopo che è stato sollevato dall'acqua, oltre a proteggerlo da danni meccanici. La struttura è composta da un vetro e due tubi: esterno ed interno.
Il termometro nel telaio è posizionato in modo tale che la sua scala si trovi di fronte alle fessure nei tubi e il serbatoio del termometro si trovi nella parte centrale del vetro. Il telaio ha un fiocco per il fissaggio ad un cavo. Quando il termometro è immerso, la fessura viene chiusa ruotando il coperchio esterno e, dopo averlo sollevato e effettuato la lettura, viene aperta. Il tempo di permanenza del termometro sul punto è di 5-8 minuti, la penetrazione nell'acqua non è superiore a 0,5 m.
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La necessità di ottenere informazioni sul clima. Variabilità temporale della temperatura media mensile e media giornaliera dell'aria. Analisi dei territori con differenti caratteristiche climatiche. Condizioni di temperatura, condizioni del vento e pressione atmosferica.
abstract, aggiunto il 20/12/2010
Moderno condizioni naturali sulla superficie terrestre, la loro evoluzione e i modelli di cambiamento. Il motivo principale della zonizzazione della natura. Proprietà fisiche della superficie dell'acqua. Fonti di precipitazioni sulla terraferma. Zonazione geografica latitudinale.
abstract, aggiunto il 04/06/2010
Analisi dei valori meteorologici (temperatura dell'aria, umidità e pressione atmosferica) nello strato inferiore dell'atmosfera a Khabarovsk per luglio. Caratteristiche per determinare l'influenza delle condizioni meteorologiche in estate sulla propagazione delle onde ultrasoniche.
lavoro del corso, aggiunto il 17/05/2010
Principali tipologie di precipitazioni e loro caratteristiche. Tipi di precipitazioni giornaliere e annuali. Distribuzione geografica delle precipitazioni. Indicatori della copertura nevosa sulla superficie terrestre. Umidificazione atmosferica come il grado di apporto di umidità in un'area.
presentazione, aggiunta il 28/05/2015
La climatologia come una delle parti più importanti della meteorologia e allo stesso tempo una disciplina geografica privata. Fasi di calcolo delle norme a lungo termine delle variazioni giornaliere della temperatura superficiale nella città di San Pietroburgo, i principali metodi per valutare le condizioni climatiche.
tesi, aggiunta il 02/06/2014
L'influenza degli elementi meteorologici sul corpo umano. Indici bioclimatici utilizzati per valutare il clima delle stagioni calde e fredde. Indice di patogenicità. Misurazione della radiazione ultravioletta, della temperatura, della velocità del vento.
