Tepelný režim zemského povrchu a vzduchu. Teplotní režim podkladového povrchu. Tepelný režim spodní atmosféry

Tepelná energie se do spodních vrstev atmosféry dostává především z podložního povrchu. Tepelný režim těchto vrstev

úzce souvisí s tepelnými podmínkami povrch Země Proto je jeho studium také jedním z důležitých úkolů meteorologie.

Hlavní fyzikální procesy, při kterých půda přijímá nebo odevzdává teplo, jsou: 1) výměna tepla sáláním; 2) turbulentní výměna tepla mezi spodním povrchem a atmosférou; 3) výměna molekulárního tepla mezi povrchem půdy a spodní stacionární přilehlou vrstvou vzduchu; 4) výměna tepla mezi vrstvami půdy; 5) fázová výměna tepla: spotřeba tepla na odpařování vody, tání ledu a sněhu na povrchu a v hloubce půdy nebo jeho uvolňování při zpětných procesech.

Tepelný režim povrchu země a vodních útvarů je dán jejich termofyzikálními charakteristikami. Při přípravě je třeba věnovat zvláštní pozornost odvození a analýze rovnice tepelné vodivosti půdy (Fourierova rovnice). Pokud je půda vertikálně homogenní, pak její teplota t v hloubce z v čase t lze určit z Fourierovy rovnice

Kde A- tepelná difuzivita půdy.

Důsledkem této rovnice jsou základní zákony šíření teplotních výkyvů v půdě:

1. Zákon o invarianci periody kmitání s hloubkou:

T(z) = konst (2)

2. Zákon klesající amplitudy kmitů s hloubkou:

(3)

kde a jsou amplitudy v hloubkách A- tepelná difuzivita vrstvy půdy ležící mezi hloubkami;

3. Zákon fázového posunu kmitů s hloubkou (zákon retardace):

(4)

kde je zpoždění, tzn. rozdíl mezi okamžiky nástupu stejné fáze kmitů (například maxima) v hloubkách a Kolísání teploty proniká do půdy do hloubky z np, určený vztahem:

(5)

Kromě toho je třeba věnovat pozornost řadě důsledků ze zákona klesající amplitudy kmitů s hloubkou:

a) hloubky, ve kterých v různých půdách ( ) amplitudy teplotních výkyvů se stejnou periodou ( = T 2) Pokles v stejné čísločasy spolu souvisí jako druhé odmocniny tepelné difuzivity těchto půd

b) hloubky, ve kterých ve stejné půdě ( A= konst) amplitudy teplotních výkyvů s různými periodami ( ) snížit stejným počtem opakování =konst, spolu souvisí jako druhé odmocniny period oscilací

(7)

Je nutné jasně porozumět fyzikálnímu významu a rysům tvorby tepelného toku do půdy.

Povrchová hustota tepelného toku v půdě je určena vzorcem:

kde λ je součinitel tepelné vodivosti půdy a vertikální teplotní gradient.

Okamžitá hodnota R vyjádřené v kW/m s přesností na setiny, množství R - v MJ/m 2 (hodinové a denní - s přesností na setiny, měsíční - na jednotky, roční - na desítky).

Průměrná hustota povrchového tepelného toku povrchem půdy za časový interval t je popsána vzorcem

kde C je objemová tepelná kapacita půdy; interval; z„ str- hloubka pronikání teplotních výkyvů; ∆t cp- rozdíl průměrných teplot vrstvy půdy do hloubky z np na konci a na začátku intervalu t. Uveďme hlavní příklady problémů na téma „Tepelný režim půdy“.

Úkol 1. V jaké hloubce klesá E násobek amplitudy denních fluktuací v půdě s koeficientem tepelné difuzivity A= 18,84 cm2/h?

Řešení. Z rovnice (3) vyplývá, že amplituda denních výkyvů se v hloubce odpovídající stavu sníží e krát

Úkol 2. Najděte hloubku pronikání denních teplotních výkyvů do žuly a suchého písku, jsou-li extrémní povrchové teploty sousedních oblastí se žulovou půdou 34,8 °C a 14,5 °C a se suchou písčitou půdou 42,3 °C a 7,8 °C . Tepelná difuzivita žuly A g = 72,0 cm 2 / h, suchý písek A n = 23,0 cm2/h.

Řešení. Teplotní amplituda na povrchu žuly a písku je:

Hloubka průniku se uvažuje podle vzorce (5):

Díky větší tepelné difuzivitě žuly jsme získali i větší hloubku průniku denních teplotních výkyvů.

Úkol 3. Za předpokladu, že se teplota horní vrstvy půdy mění lineárně s hloubkou, měli bychom vypočítat povrchovou hustotu tepelného toku v suchém písku, pokud je jeho povrchová teplota 23,6 "S, a teplota v hloubce 5 cm je 19,4 °C.

Řešení. Teplotní gradient půdy je v tomto případě roven:

Tepelná vodivost suchého písku λ= 1,0 W/m*K. Tepelný tok do půdy je určen vzorcem:

P = -A - = 1,0 84,0 10" 3 = 0,08 kW/m2

Tepelný režim povrchové vrstvy atmosféry je dán především turbulentním míšením, jehož intenzita závisí na dynamických faktorech (drsnost zemského povrchu a gradienty rychlosti větru na různých úrovních, měřítko pohybu) a tepelných faktorech (heterogenita ohřevu různých částí povrchu a vertikální rozložení teplot).

Pro charakterizaci intenzity turbulentního míchání se používá koeficient turbulentní výměny A a koeficient turbulence NA. Jsou příbuzné vztahem

K = A/p(10)

Kde R - hustota vzduchu.

Součinitel turbulence NA měřeno v m 2 /s s přesností na setiny. Obvykle se koeficient turbulence používá v povrchové vrstvě atmosféry NA] na vysoké G"= 1 m. V rámci povrchové vrstvy:

Kde z- výška (m).

Musíte znát základní metody určování NA\.

Úkol 1. Vypočítejte povrchovou hustotu vertikálního tepelného toku v povrchové vrstvě atmosféry oblastí, na jejíž úrovni je hustota vzduchu rovna normálu, koeficient turbulence je 0,40 m 2 /s a vertikální teplotní gradient je 30,0 ° C/100 m.

Řešení. Plošnou hustotu vertikálního tepelného toku vypočteme pomocí vzorce

L=1,3*1005*0,40*

Studujte faktory ovlivňující tepelný režim povrchové vrstvy atmosféry a také periodické a neperiodické změny teploty volné atmosféry. Rovnice tepelné bilance zemského povrchu a atmosféry popisují zákon zachování energie přijaté aktivní vrstvou Země. Zvažte denní a roční cyklus tepelné bilance a důvody jejích změn.

Literatura

Kapitola sh, Ch. 2, § 1 -8.

Samotestovací otázky

1. Jaké faktory určují tepelný režim půdy a vodních ploch?

2. Jaký je fyzikální význam termofyzikálních charakteristik a jak ovlivňují teplotní režim půdy, vzduchu a vody?

3. Na čem závisí a jak závisí amplituda denních a ročních kolísání teploty povrchu půdy?

4. Formulujte základní zákony rozdělení teplotních výkyvů v půdě?

5. Jaké důsledky vyplývají ze základních zákonů rozdělení teplotních výkyvů v půdě?

6. Jaké jsou průměrné hloubky průniku denních a ročních teplotních výkyvů v půdě a vodních útvarech?

7. Jaký vliv má vegetace a sněhová pokrývka na tepelný režim půdy?

8. Jaké jsou vlastnosti tepelného režimu nádrží na rozdíl od tepelného režimu půdy?

9. Jaké faktory ovlivňují intenzitu turbulence v atmosféře?

10. Jaké znáte kvantitativní charakteristiky turbulence?

11. Jaké jsou hlavní metody stanovení koeficientu turbulence, jejich výhody a nevýhody?

12. Nakreslete a analyzujte denní variace koeficientu turbulence na povrchu země a vodních útvarů. Jaké jsou důvody jejich rozdílů?

13. Jak se určuje povrchová hustota vertikálního turbulentního tepelného toku v povrchové vrstvě atmosféry?

Odeslat svou dobrou práci do znalostní báze je jednoduché. Použijte níže uvedený formulář

Studenti, postgraduální studenti, mladí vědci, kteří využívají znalostní základnu ve svém studiu a práci, vám budou velmi vděční.

Vloženo na http://www.allbest.ru/

Teplotapodkladový povrch

1 . Teplotní režim a aktivita podkladového povrchuÓvrstva

teplotní půdní zařízení

Podložní povrch neboli aktivní povrch je povrch země (půda, voda, sníh atd.), který interaguje s atmosférou v procesu výměny tepla a vlhkosti.

Aktivní vrstva je vrstva půdy (včetně vegetace a sněhové pokrývky) nebo vody, která se účastní výměny tepla s životní prostředí, a do jejichž hloubky sahají denní a roční teplotní výkyvy.

Tepelný stav podkladového povrchu má významný vliv na teplotu spodních vrstev vzduchu. Tento vliv, který s výškou klesá, lze detekovat i v horní troposféře.

Existují rozdíly v tepelném režimu země a vody, které se vysvětlují rozdílem v jejich termofyzikálních vlastnostech a procesech výměny tepla mezi povrchem a podložními vrstvami.

V půdě proniká krátkovlnné sluneční záření do hloubky desetin milimetru, kde se přeměňuje na teplo. Toto teplo je přenášeno do spodních vrstev molekulární tepelnou vodivostí.

Sluneční záření proniká ve vodě v závislosti na její průhlednosti do hloubek až desítek metrů a k přenosu tepla do hlubokých vrstev dochází v důsledku turbulentního míchání, tepelné konvekce a vypařování.

Turbulence ve vodních útvarech je způsobena především vlnami a proudy. V noci a v chladném období dochází k tepelné konvekci, kdy voda ochlazená na povrchu klesá vlivem zvýšené hustoty dolů a je nahrazena teplejší vodou ze spodních vrstev. S výrazným odpařováním z mořské hladiny se horní vrstva vody stává slanější a hustší, což způsobuje, že teplejší voda klesá z hladiny do hlubin. Proto denní kolísání teploty ve vodě sahají do hloubky desítek metrů a v půdě - méně než metr. Roční výkyvy teploty vody sahají do hloubky stovek metrů a v půdě - pouze 10-20 m; těch. V půdě se teplo koncentruje v tenké horní vrstvě, která se při kladné radiační bilanci zahřívá a při záporné radiační bilanci ochlazuje.

Půda se tedy rychle zahřívá a rychle ochlazuje, zatímco voda se zahřívá pomalu a pomalu se ochlazuje. K vysoké tepelné setrvačnosti vodních útvarů přispívá také skutečnost, že měrná tepelná kapacita vody je 3-4krát větší než u půdy. Ze stejných důvodů jsou denní a roční teplotní výkyvy na povrchu půdy mnohem větší než na povrchu vody.

Denní cyklus povrchovou teplotu půdy za jasného počasí znázorňuje zvlněná křivka připomínající sinusovku. V tomto případě je minimální teplota pozorována krátce po východu slunce, kdy se radiační bilance změní znaménkem z „-“ na „+“. Maximální teplota nastává ve 13-14 hod. Plynulost denních teplotních výkyvů může být narušena přítomností oblačnosti, srážkami i advektivními změnami.

Rozdíl mezi maximální a minimální teplotou za den je denní teplotní amplituda.

Amplituda denní změny teploty povrchu půdy závisí na polední výšce Slunce, tzn. v závislosti na zeměpisné šířce a roční době. V létě, za jasného počasí v mírných zeměpisných šířkách, může amplituda teploty holé půdy dosáhnout 55 ° C a v pouštích - 80 ° nebo více. Za oblačného počasí je amplituda menší než za jasného počasí. Mraky blokují přímé sluneční záření během dne a v noci snižují efektivní záření podkladového povrchu.

Teplota půdy je ovlivněna vegetací a sněhovou pokrývkou. Vegetační kryt snižuje amplitudu denních výkyvů povrchové teploty půdy, protože zabraňuje jejímu zahřívání slunečními paprsky během dne a chrání před radiačním ochlazováním v noci. Zároveň se snižuje průměrná denní teplota povrchu půdy. Sněhová pokrývka s nízkou tepelnou vodivostí chrání půdu před intenzivními tepelnými ztrátami, přičemž denní amplituda teploty ve srovnání s holou půdou prudce klesá.

Rozdíl mezi maximálními a minimálními průměrnými měsíčními teplotami během roku se nazývá roční teplotní rozsah.

Amplituda teploty podkladového povrchu v ročním cyklu závisí na zeměpisné šířce (v tropech je minimální) a roste se zeměpisnou šířkou, což je v souladu se změnami poledníku roční amplitudy měsíčních součtů. solární radiace ve slunečním klimatu.

Šíření tepla v půdě z povrchu do hloubky poměrně úzce odpovídá Fourierův zákon. Bez ohledu na typ půdy a její vlhkost se s hloubkou nemění období teplotních výkyvů, tzn. v hloubce je denní cyklus udržován po dobu 24 hodin, v ročním cyklu - za 12 měsíců. V tomto případě amplituda teplotních výkyvů klesá s hloubkou.

V určité hloubce (asi 70 cm, různé v závislosti na zeměpisné šířce a ročním období) začíná vrstva se stálou denní teplotou. Amplituda ročních výkyvů klesá téměř k nule v hloubce asi 30 m v polárních oblastech a asi 15-20 m v mírných zeměpisných šířkách. Maximální a minimální teploty se v denním i ročním cyklu vyskytují později než na povrchu a zpoždění je přímo úměrné hloubce.

Vizuální znázornění rozložení teploty půdy v hloubce a v čase poskytuje termoizopletní graf, který je konstruován pomocí dlouhodobých průměrných měsíčních teplot půdy (obr. 1.2). Na svislé ose grafu jsou vyneseny hloubky a na vodorovné ose měsíce. Čáry se stejnými teplotami v grafu se nazývají termoizoplety.

Pohyb po vodorovné čáře vám umožňuje sledovat změnu teploty v dané hloubce v průběhu roku a pohyb po svislé čáře vám dává představu o změně teploty v hloubce za daný měsíc. Graf ukazuje, že maximální roční amplituda teploty na povrchu klesá s hloubkou.

V důsledku výše uvedených rozdílů v procesech výměny tepla mezi povrchovými a hlubokými vrstvami vodních útvarů a pevniny jsou denní a roční změny teploty povrchu vodních útvarů mnohem menší než na pevnině. Denní amplituda změn povrchové teploty oceánu je tedy asi 0,1-0,2 °C v mírných zeměpisných šířkách a asi 0,5 °C v tropech. V tomto případě je minimální teplota pozorována 2-3 hodiny po východu slunce a maximální je asi 15-16 hodin.Roční amplituda kolísání povrchové teploty oceánu je mnohem větší než denní. V tropech je asi 2-3°C, v mírných šířkách asi 10°C. Denní výkyvy se nacházejí v hloubkách do 15-20 m, roční do 150-400 m.

2 Přístroje pro měření teploty aktivní vrstvy

Měření teploty povrchu půdy, sněhové pokrývky a zjišťování jejich stavu.

Povrch půdy a sněhové pokrývky je podložní povrch, který přímo interaguje s atmosférou, pohlcuje sluneční a atmosférické záření a sám vyzařuje do atmosféry, podílí se na výměně tepla a vlhkosti a ovlivňuje tepelný režim podložních vrstev půdy.

Používá se k měření teploty půdy a sněhové pokrývky během období pozorování rtuťový meteorologický teploměr TM-3 s limity stupnice od -10 do +85° C; od -25 do +70 °C; od -35 do +60° C, s dílkem stupnice 0,5° C. Chyba měření při teplotách nad -20° C je ±0,5° C, při více nízké teploty±0,7° C. Chcete-li určit extrémní teploty mezi obdobími, teploměry maNamalý TM-1 A minimální TM-2(stejné jako pro stanovení teploty vzduchu v psychrometrické budce).

Měření povrchové teploty půdy a sněhové pokrývky se provádí v nezastíněném prostoru o rozměrech 4x6 m v jižní části meteorologické lokality. V létě se měření provádějí na holé, prokypřené půdě, za tím účelem se plocha na jaře zryje.

Údaje z teploměrů se odečítají s přesností 0,1 °C. Stav půdy a sněhové pokrývky se posuzuje vizuálně. Měření teploty a sledování stavu podkladního povrchu je prováděno celoročně.

Měření teploty v horní vrstvě půdy

K měření teploty v horní vrstvě půdy použijte obdobíÓrtuťové meteorologické crankmetry (Savinov) TM-5(vyrábí se v sadě 4 teploměrů pro měření teploty půdy v hloubkách 5, 10, 15, 20 cm). Meze měření: od -10 do +50° C, dílek stupnice 0,5° C, chyba měření ±0,5° C. Válcové nádrže. Teploměry jsou ohnuty pod úhlem 135° v místech vzdálených 2-3 cm od rezervoáru.To umožňuje teploměry instalovat tak, aby zásobník a část teploměru před ohnutím byly ve vodorovné poloze pod vrstvou půdy, a část teploměru se stupnicí je umístěna nad půdou.

Kapilára v oblasti od nádrže k začátku vodního kamene je pokryta tepelně izolačním pláštěm, který snižuje vliv vrstvy půdy ležící nad jejím rezervoárem na údaje teploměru a poskytuje více přesné měření teplota v hloubce, kde se nádrž nachází.

Pozorování pomocí savinovských teploměrů se provádí na stejném místě, kde jsou instalovány teploměry pro měření povrchové teploty půdy, ve stejnou dobu a pouze v teplé části roku. Při poklesu teploty v hloubce 5 cm pod 0° C se na jaře po roztání sněhové pokrývky vykopou a instalují teploměry.

Měření půdních a podpovrchových teplot v hloubkách pod přirozeným krytem

Používá se k měření teploty půdy rtuťový meteorologický půdní teploměr TM-10. Její délka je 360 ​​mm, průměr 16 mm, horní mez stupnice je od + 31 do +41 °C a spodní mez je od -10 do -20 °C. Hodnota dílku stupnice je 0,2 °C, chyba měření při kladných teplotách je ±0,2°C, při záporných ±0,3°C.

Teploměr je umístěn ve vinylovém plastovém rámu, který je ve spodní části zakončen měděným nebo mosazným uzávěrem vyplněným měděnými pilinami kolem nádržky teploměru. Na horním konci rámu je připevněna dřevěná tyč, pomocí které se teploměr ponoří do ebonitové trubky umístěné v zemi v hloubce měření teploty půdy.

Měření se provádí na ploše 6x8 m s přirozenou vegetací v jihovýchodní části meteorologické lokality. Výfukové půdní hloubkové teploměry jsou instalovány podél východo-západní linie ve vzdálenosti 50 cm od sebe v hloubkách 0,2; 0,4; 0,8; 1,2; 1,6; 2,4; 3,2 m v pořadí s rostoucí hloubkou.

Při sněhové pokrývce do 50 cm je část potrubí vyčnívající nad povrch terénu 40 cm, při větší výšce sněhové pokrývky - 100 cm Montáž vnějšího (ebonitového) potrubí se provádí pomocí vrtačky v aby se méně narušil přirozený stav půdy.

Provádějí se pozorování pomocí výfukových teploměrů po celý rok, denně v hloubkách 0,2 a 0,4 m - všech 8 období (kromě období, kdy výška sněhu přesahuje 15 cm), v ostatních hloubkách - 1x denně.

Měření teploty povrchové vody

K měření se používá rtuťový teploměr s hodnotou dílku 0,2 °C, s limity stupnice od -5 do +35 °C. Teploměr je umístěn v rámu, který je určen k uchování odečtů teploměru po jeho zvednut z vody a chránit jej před mechanickým poškozením . Rám se skládá ze skla a dvou trubek: vnější a vnitřní.

Teploměr v rámu je umístěn tak, že jeho stupnice je umístěna proti štěrbinám v trubicích a zásobník teploměru je ve střední části skla. Rám má mašli pro uchycení na kabel. Při ponoření teploměru se štěrbina uzavře otočením vnějšího krytu a po zvednutí a odečtení se otevře. Doba držení teploměru v místě je 5-8 minut, průnik do vody není větší než 0,5 m.

Publikováno na Allbest.ru

Podobné dokumenty

Základní podmínky, které určují strukturu a fyzikální vlastnosti sněhové pokrývky. Vliv charakteru podložního sněhového povrchu a teplotního režimu uvnitř sněhové pokrývky. Extrémní a průměrné hodnoty výšky sněhové pokrývky v oblasti Perm.

práce v kurzu, přidáno 21.02.2013


Pozorování a evidence denních změn meteorologických veličin podle údajů meteorologických stanic. Denní změny povrchové teploty půdy a vzduchu, tlaku vodní páry, relativní vlhkosti, atmosférického tlaku, směru a rychlosti větru.

abstrakt, přidáno 10.1.2009


Výpočet průměrných dlouhodobých denních teplotních norem pomocí programu Pnorma2 pro různá období a vynesení grafů závislosti teplotních norem pro den v roce. Roční rozložení teplot. Vrchol teploty stoupá a klesá v různých obdobích roku.

práce v kurzu, přidáno 05.05.2015


Určování místního času ve Vologdě. Rozdíl mezi standardním a místním časem v Archangelsku. Standardní a mateřský čas v Chitě. Teplota vzduchu se mění s nadmořskou výškou. Stanovení výšky kondenzace a úrovně sublimace, koeficient zvlhčování.

test, přidáno 3.3.2011


Potřeba získat informace o klimatu. Časová variabilita průměrné měsíční a průměrné denní teploty vzduchu. Analýza území s různými klimatické vlastnosti. Teplotní podmínky, větrné podmínky a atmosférický tlak.

abstrakt, přidáno 20.12.2010


Moderní přírodní podmínky na zemském povrchu, jejich vývoj a vzorce změn. Hlavním důvodem zónování přírody. Fyzikální vlastnosti vodní hladiny. Zdroje srážek na souši. Zeměpisná šíře.

abstrakt, přidáno 06.04.2010


Analýza meteorologických hodnot (teplota vzduchu, vlhkost a atmosférický tlak) ve spodní vrstvě atmosféry v Chabarovsku za červenec. Vlastnosti určování vlivu meteorologických podmínek v letní období o šíření ultrazvukových vln.

práce v kurzu, přidáno 17.05.2010


Hlavní typy srážek a jejich charakteristiky. Druhy denních a ročních srážek. Zeměpisná distribuce srážky. Indikátory sněhové pokrývky na povrchu Země. Atmosférické zvlhčování jako stupeň přívodu vlhkosti do prostoru.

prezentace, přidáno 28.05.2015


Klimatologie jako jedna z nejdůležitějších součástí meteorologie a zároveň soukromá geografická disciplína. Etapy výpočtu dlouhodobých norem každodenních změn povrchové teploty ve městě Petrohrad, hlavní metody hodnocení klimatických podmínek.

práce, přidáno 02.06.2014


Vliv meteorologických prvků na lidský organismus. Bioklimatické indexy používané k hodnocení počasí teplého a chladného období. Index patogenity. Měření ultrafialového záření, teploty, rychlosti větru.

B - rád. Bilance, R - teplo přijaté z molekul. přenos tepla z povrchu Země. Len – přijato z kondenzace. vlhkost.

Tepelná bilance atmosféry:

B - rád. Bilance, P - spotřeba tepla na molekulu. výměnu tepla se spodními vrstvami atmosféry. Gn - spotřeba tepla na mol. výměna tepla se spodními vrstvami zeminy Len – spotřeba tepla na odpařování vlhkosti.

Zbytek je na mapě

10) Tepelný režim podkladového povrchu:

Povrch, který je přímo ohříván slunečními paprsky a předává teplo podložním vrstvám půdy a vzduchu, se nazývá aktivní povrch.

Teplota aktivního povrchu je určena tepelnou bilancí.

Denní kolísání teplot aktivního povrchu dosahuje maximálně 13 hodin, s minimální teplotou kolem okamžiku východu Slunce. Maksim. a min. Teploty se mohou během dne měnit v důsledku oblačnosti, vlhkosti půdy a vegetačního pokryvu.

Hodnoty teploty závisí na:

1. Ze zeměpisné šířky oblasti
2. Z ročního období
3. O oblačnosti
4. Z tepelných vlastností povrchu
5. Z vegetace
6. Z expozice svahu

V ročním chodu teplot je maximum ve středních a vysokých polohách na severní polokouli pozorováno v červenci a minimum v lednu. V nízkých zeměpisných šířkách jsou roční amplitudy teplotních výkyvů malé.

Rozložení teploty v hloubce závisí na tepelné kapacitě a její tepelné vodivosti, přenos tepla z vrstvy do vrstvy trvá určitou dobu; na každých 10 metrů postupného ohřevu vrstev každá vrstva absorbuje část tepla, takže čím je hlubší vrstvě, tím méně tepla přijímá a tím menší jsou v ní výkyvy teplot V průměru v hloubce 1 m denní výkyvy teplot ustávají, roční výkyvy v nízkých šířkách končí v hloubce 5-10 m. ve středních šířkách do 20 m. ve vysokých zeměpisných šířkách 25 m. Půdní vrstva, na které prakticky končí teplotní výkyvy, se nazývá. Vrstva konstantních teplot, vrstva zeminy, která se nachází mezi aktivním povrchem a vrstvou konstantních teplot, se nazývá aktivní vrstva.

Vlastnosti distribuce Fourier studoval teplotu v půdě, formuloval zákony šíření tepla v půdě neboli „Fourierovy zákony“:

1))).Čím větší je hustota a vlhkost půdy, tím lépe vede teplo, tím rychlejší je rozvod do hloubky a tím hlouběji teplo proniká. Teplota nezávisí na typu půdy. Doba kmitání se s hloubkou nemění

2))). Zvýšení hloubky v aritmetickém postupu vede ke snížení amplitudy teploty v geometrickém postupu.

3))) Načasování nástupu maximálních a minimálních teplot, a to jak v denních, tak ročních teplotních výkyvech, klesá s hloubkou úměrně rostoucí hloubce.

11.Oteplování atmosféry. Advekce.. Hlavním zdrojem života a mnoha přírodních procesů na Zemi je zářivá energie Slunce, neboli energie slunečního záření. Každou minutu se na Zemi dostane 2,4 x 10 18 cal sluneční energie, ale to je pouze jedna její dvoumiliardtina. Rozlišuje se přímé záření (přicházející přímo ze Slunce) a záření difúzní (vyzařované částicemi vzduchu všemi směry). Jejich celkový dopad na vodorovný povrch se nazývá celkové záření. Roční hodnota celkového záření závisí především na úhlu dopadu slunečního záření na zemský povrch (který je dán zeměpisnou šířkou), na průhlednosti atmosféry a délce osvětlení. Obecně platí, že celková radiace klesá od rovníkových-tropických zeměpisných šířek k pólům. Je to maximum (asi 850 J/cm2 za rok, nebo 200 kcal/cm2 za rok) - v tropické pouště, kde je přímé sluneční záření nejintenzivnější díky vysoké výšce Slunce a bezoblačné obloze.

Slunce ohřívá především povrch Země, který ohřívá vzduch. Teplo se přenáší do vzduchu sáláním a vedením. Vzduch ohřátý od zemského povrchu se rozpíná a stoupá – tak vznikají konvektivní proudy. Schopnost zemského povrchu odrážet sluneční paprsky tzv. albedo: sníh odráží až 90 % slunečního záření, písek - 35 % a mokrý povrch půdy asi 5 %. Ta část celkového záření, která zbude poté, co byla vynaložena na odraz a tepelné záření od zemského povrchu, se nazývá radiační bilance (zbytkové záření). Radiační bilance přirozeně klesá od rovníku (350 J/cm2 za rok, neboli asi 80 kcal/cm2 za rok) k pólům, kde se blíží nule. Od rovníku po subtropy (čtyřicáté zeměpisné šířky) je radiační bilance po celý rok pozitivní, v mírných zeměpisných šířkách v zimě je negativní. Směrem k pólům také klesá teplota vzduchu, což dobře odrážejí izotermy - čáry spojující body se stejnou teplotou. Izotermy nejteplejšího měsíce jsou hranicemi sedmi tepelných zón. Horká zóna je omezena izotermami +20 °C až +10 °C, vybíhají dva mírné póly, od +10 °C do 0 °C - studená. Dvě subpolární mrazové oblasti jsou ohraničeny nulovou izotermou - zde led a sníh prakticky netaje. Mezosféra sahá až do 80 km, ve které je hustota vzduchu 200x menší než na povrchu a teplota opět klesá s výškou (až -90°). Dále přichází ionosféra, skládající se z nabitých částic (zde se vyskytují polární záře), jiný název - termosféra - tato skořápka získala kvůli extrémně vysokým teplotám (až 1500 °). Někteří vědci nazývají vrstvy nad 450 km exosférou, odtud částice unikají do vesmíru.

Atmosféra chrání Zemi před nadměrným přehříváním ve dne a ochlazováním v noci, chrání veškerý život na Zemi před ultrafialovým slunečním zářením, meteority, korpuskulárními proudy a kosmickým zářením.

Advekce– pohyb vzduchu v horizontálním směru a přenášet s ním jeho vlastnosti: teplotu, vlhkost a další. V tomto smyslu hovoří například o advekci tepla a chladu. Advekce chladu a tepla, sucha a vlhka vzduchové hmoty hraje důležitou roli v meteorologické procesy a tím ovlivňuje počasí.

Proudění- jev přenosu tepla v kapalinách, plynech nebo zrnitém prostředí proudy samotné látky (bez ohledu na to, zda jsou nucené nebo spontánní). Existuje tzv přirozená konvekce, který v látce vzniká samovolně při nerovnoměrném zahřívání v gravitačním poli. Při takové konvekci se spodní vrstvy látky zahřívají, stávají lehčími a plavou nahoru a horní vrstvy naopak ochlazují, ztěžkávají a klesají, načež se proces znovu a znovu opakuje. Mísící proces se za určitých podmínek samoorganizuje do struktury jednotlivých vírů a získá se víceméně pravidelná mřížka konvekčních buněk.

Existuje laminární a turbulentní konvekce.

Přirozená konvekce vděčí za mnohé atmosférické jevy včetně tvorby oblačnosti. Stejný jev způsobuje pohyb tektonických desek. Konvekce je zodpovědná za výskyt granulí na Slunci.

Adiabatický proces - změna termodynamického stavu vzduchu, ke které dochází adiabaticky (isentropicky), tedy bez výměny tepla mezi vzduchem a prostředím (zemský povrch, vesmír, ostatní vzduchové hmoty).

12. Teplotní inverze v atmosféře zvýšení teploty vzduchu s výškou místo normální pro troposféra jeho pokles. Teplotní inverze se také nacházejí v blízkosti zemského povrchu (země Teplotní inverze) a ve volné atmosféře. Povrch Teplotní inverze Nejčastěji vznikají za bezvětrných nocí (v zimě, někdy i ve dne) v důsledku intenzivního sálání tepla zemským povrchem, které vede k ochlazování jak jeho, tak přilehlé vrstvy vzduchu. Tloušťka povrchu Teplotní inverze se pohybuje v desítkách až stovkách metrů. Nárůst teploty v inverzní vrstvě se pohybuje od desetin stupně až po 15-20 °C i více. Nejvýkonnější zimní povrchové Teplotní inverze ve východní Sibiři a v Antarktidě.
V troposféře, nad přízemní vrstvou, Teplotní inverze vznikají častěji v anticyklónách v důsledku sestupu vzduchu, doprovázeného jeho stlačováním, a tedy ohřevem (inverze poklesu). V zónách atmosférické fronty Teplotní inverze vznikají v důsledku proudění teplého vzduchu na spodní studený vzduch. V horních vrstvách atmosféry (stratosféra, mezosféra, termosféra) Teplotní inverze vznikají v důsledku silné absorpce slunečního záření. Tedy ve výškách od 20-30 do 50-60 km nachází se Teplotní inverze, spojené s pohlcováním ultrafialového záření ze Slunce ozonem. Na základně této vrstvy je teplota od - 50 do - 70 ° C, na její horní hranici stoupá na - 10 - + 10 ° C. Silný Teplotní inverze, začínající v nadmořské výšce 80-90 km a strečink na stovky km nahoru, je také způsoben absorpcí slunečního záření.
Teplotní inverze jsou zadržovací vrstvy v atmosféře; brání rozvoji vertikálních pohybů vzduchu, v důsledku čehož se pod nimi hromadí vodní pára, prach a kondenzační jádra. To podporuje tvorbu vrstev oparu, mlhy a mraků. Kvůli anomálnímu lomu světla v Teplotní inverze někdy vzniknou fata morgány. V Teplotní inverze se také tvoří atmosférické vlnovody, příznivé až vzdálené šíření rádiových vln.

13.Typy ročních teplotních změn.G roční kolísání teploty vzduchu v různých zeměpisné oblasti rozmanité. Na základě velikosti amplitudy a doby nástupu extrémních teplot se rozlišují čtyři typy ročních změn teploty vzduchu.

Rovníkový typ. V rovníkové zóně jsou dvě

maximální teplota - po jarní a podzimní rovnodennosti, kdy

Slunce nad rovníkem v poledne je na zenitu a dvě minima jsou po něm

zimní a letní slunovrat, kdy je slunce nejníže

výška. Amplitudy ročního cyklu jsou zde malé, což se vysvětluje malými

změny v toku tepla v průběhu roku. Nad oceány jsou amplitudy

kolem 1 °C a nad kontinenty 5-10 °C.

Tropický typ. V tropických zeměpisných šířkách existuje jednoduchý roční cyklus

teploty vzduchu s maximem po létě a minimem po zimě

slunovrat. Amplitudy ročního cyklu s rostoucí vzdáleností od rovníku

nárůst v zimě. Průměrná amplituda ročního cyklu na kontinentech

je 10-20°C, nad oceány 5-10°C.

Typ mírné zóny. V mírných zeměpisných šířkách je také roční cyklus

teploty s maximem po létě a minimem po zimě

slunovrat. Nad kontinenty severní polokoule maximum

průměrná měsíční teplota je pozorována v červenci, nad moři a pobřežím - v

Srpen. Roční amplitudy se zvyšují se zeměpisnou šířkou. Přes oceány a

podél pobřeží dosahují průměrně 10-15°C a v šířce 60° dosahují

Polární typ. Polární oblasti se vyznačují dlouhotrvajícím chladem

zima a relativně krátká, chladná léta. Roční amplitudy výše

oceán a pobřeží polárních moří mají 25-40 °C a na souši

překročit 65° C. Maximální teplota je pozorována v srpnu, minimální - v

Uvažované typy ročních změn teploty vzduchu jsou identifikovány z

dlouhodobé údaje a představují pravidelné periodické výkyvy.

V některých letech, pod vlivem vpádů teplých a studených mas,

odchylky od daných typů.

14. Charakteristika vlhkosti vzduchu.

vlhkost vzduchu, obsah vodní páry ve vzduchu; jedna z nejvýznamnějších charakteristik počasí a klimatu. V. v. Má to velká důležitost s nějakým technologických postupů, léčba řady nemocí, skladování uměleckých děl, knih atp.

Charakteristika V. v. slouží: 1) elasticita (nebo parciální tlak) E vodní pára, vyjádřená v n/m 2 (in mmHg Umění. nebo v mb), 2) absolutní vlhkost A - množství vodní páry v g/m 3; 3) měrná vlhkost q- množství vodní páry v G na kg vlhký vzduch; 4) poměr směsi w, určeno množstvím vodní páry v G na kg Suchý vzduch; 5) relativní vlhkost r- poměr elasticity E vodní páry obsažené ve vzduchu k maximální elasticitě E vodní pára nasycující prostor nad rovným povrchem čisté vody (elasticita nasycení) při dané teplotě, vyjádřená v %; 6) nedostatek vlhkosti d- rozdíl mezi maximálním a skutečným tlakem vodní páry při dané teplotě a tlaku; 7) rosný bod τ - teplota, kterou vzduch nabere, bude-li ochlazován izobaricky (při konstantním tlaku), dokud se vodní pára v něm nenasytí.

V. v. zemská atmosféra se velmi liší. V blízkosti zemského povrchu je tedy obsah vodní páry ve vzduchu v průměru od 0,2 % objemu ve vysokých zeměpisných šířkách do 2,5 % v tropech. V souladu s tím tlak par E v polárních šířkách v zimě méně než 1 mb(někdy jen setiny mb) a v létě pod 5 mb; v tropech se zvyšuje na 30 mb a někdy i více. V subtropických pouštích E snížena na 5-10 mb (1 mb = 10 2 · n/m 2). Relativní vlhkost r velmi vysoko v rovníkové zóně (roční průměr až 85 % i více), stejně jako v polárních šířkách a v zimě uvnitř kontinentů středních šířek - zde kvůli nízké teplotě vzduchu. V létě je pro monzunové oblasti (Indie - 75-80%) charakteristická vysoká relativní vlhkost. Nízké hodnoty r pozorováno v subtropických a tropických pouštích a v zimě v monzunových oblastech (až 50 % a méně). S výškou r, A A q rychle klesají. Ve výšce 1,5-2 km Tlak par je v průměru poloviční než na zemském povrchu. Do troposféry (dolní 10-15 km) tvoří 99 % atmosférické vodní páry. V průměru přes každý m 2 Zemský povrch ve vzduchu obsahuje asi 28,5 kg vodní pára.

Denní změny tlaku par nad mořem a v pobřežních oblastech jsou paralelní s denními změnami teploty vzduchu: obsah vlhkosti se během dne zvyšuje se zvyšujícím se odpařováním. Toto je stejný denní cyklus E v centrálních oblastech kontinentů během chladného období. Složitější denní cyklus se dvěma maximy - ráno a večer - je v létě pozorován ve vnitrozemí kontinentů. Denní změny relativní vlhkosti r inverzní k denním změnám teploty: během dne se zvyšující se teplotou a následně se zvyšující se elasticitou saturace E relativní vlhkost klesá. Roční změna tlaku par je paralelní s roční změnou teploty vzduchu; Relativní vlhkost se každoročně mění nepřímo k teplotě. V. v. měřeno vlhkoměry A psychrometry.

15. Vypařování- fyzikální proces přechodu látky z kapalného skupenství do plynného skupenství (páry) z povrchu kapaliny. Proces vypařování je opakem procesu kondenzace (přechod z parního do kapalného stavu).

Proces vypařování závisí na intenzitě tepelného pohybu molekul: čím rychleji se molekuly pohybují, tím rychleji dochází k vypařování. Kromě toho jsou důležitými faktory ovlivňujícími proces odpařování rychlost vnější (vzhledem k látce) difúze a také vlastnosti látky samotné. Jednoduše řečeno, když je vítr, dochází k odpařování mnohem rychleji. Co se týče vlastností látky, například alkohol se odpařuje mnohem rychleji než voda. Důležitým faktorem je také povrch kapaliny, ze kterého dochází k odpařování: z úzké karafy to bude probíhat pomaleji než ze široké desky.

Volatilita- maximální možné odpařování za daných meteorologických podmínek z dostatečně navlhčeného podkladního povrchu, tedy v podmínkách neomezeného přísunu vlhkosti. Odpařování se vyjadřuje v milimetrech vrstvy odpařené vody a je velmi odlišné od skutečného odpařování, zejména v poušti, kde se odpařování blíží nule a odpařování je 2000 mm za rok nebo více.

16.Kondenzace a sublimace. Kondenzace zahrnuje změnu formy vody z jejího plynného stavu (vodní pára) na kapalnou vodu nebo ledové krystaly. Ke kondenzaci dochází především v atmosféře, když teplý vzduch stoupá, ochlazuje se a ztrácí schopnost zadržovat vodní páru (nasycený stav). Výsledkem je, že přebytečná vodní pára kondenzuje ve formě oblaků kapiček. Pohyb vzhůru, který tvoří mraky, může být způsoben konvekcí v nestabilním stratifikovaném vzduchu, konvergencí spojenou s cyklóny, zvedáním vzduchu frontami a zvedáním nad vyvýšenou topografií, jako jsou hory.

Sublimace- tvorba ledových krystalků (mráz) přímo z vodní páry bez jejich přechodu do vody nebo jejich rychlé ochlazení pod 0°C v době, kdy je teplota vzduchu ještě nad tímto radiačním ochlazením, ke kterému dochází za tichých jasných nocí v chladné části roku.

Rosa- druh srážek tvořících se na povrchu země, rostlinách, předmětech, střechách budov, autech a jiných předmětech.

Jak se vzduch ochlazuje, vodní pára kondenzuje na předmětech v blízkosti země a mění se na vodní kapky. To se obvykle děje v noci. V pouštních oblastech je rosa důležitý zdroj vlhkost pro vegetaci. Poměrně silné ochlazení spodních vrstev vzduchu nastává, když se po západu slunce zemský povrch rychle ochladí tepelným zářením. Příznivými podmínkami pro to je jasná obloha a povrchová pokrývka, která snadno vydává teplo, jako je tráva. Zvláště silná tvorba rosy se vyskytuje v tropických oblastech, kde vzduch v přízemní vrstvě obsahuje hodně vodní páry a vlivem intenzivního nočního tepelného záření země je výrazně ochlazován. Při záporných teplotách se tvoří mráz.

Teplota vzduchu, pod kterou rosa klesá, se nazývá rosný bod.

Mráz- druh srážek, což je tenká vrstva ledových krystalků vytvořená z atmosférické vodní páry. Často doprovázená mlhou.Stejně jako rosa vzniká ochlazením povrchu na záporné teploty, nižší než je teplota vzduchu, a desublimací vodní páry na povrchu ochlazeném pod 0°C. Částice mrazu svým tvarem připomínají sněhové vločky, ale liší se od nich méně pravidelností, protože vznikají v méně rovnovážných podmínkách na povrchu některých objektů.

mráz- druh srážek.

Jinovatka je nános ledu na tenkých a dlouhých předmětech (větve stromů, dráty) během mlhy.

Místní teplota

Tepelný režim atmosféry

Výměna tepla

Radiační dráha přenosu tepla

Radiační bilance podkladového povrchu

Tepelná bilance podkladového povrchu

povrchová a aktivní vrstva

10. Teplotní režim podkladového povrchu a aktivní vrstvy

11. Teplotní režim podkladového povrchu a aktivní vrstvy

12. Teplotní režim podkladového povrchu a aktivní vrstvy

13. Teplotní režim podkladového povrchu a aktivní vrstvy

14. Teplotní režim podkladového povrchu a aktivní vrstvy

15. Teplotní režim podkladového povrchu a aktivní vrstvy

16.

17. Procesy ovlivňující výměnu tepla v atmosféře

18. Změny teploty vzduchu

19. Periodické změny teploty vzduchu

20. Denní kolísání teploty

21. na povrchu půdy (1) a ve vzduchu ve výšce 2m (2). Moskva (MSU)

22. Kolísání průměrné denní teploty

23. Kolísání průměrné denní teploty

24.

25. Povrchová teplota půdy

26. Denní teplotní rozsah

27. Změny amplitudy denní teploty (Asut)

28. Změny amplitudy denní teploty (Asut)

29. Vliv půdního pokryvu na povrchovou teplotu půdy

30. Vliv půdního pokryvu na povrchovou teplotu půdy

31. Distribuce tepla hluboko do půdy

32. Distribuce tepla hluboko do půdy

33. Denní kolísání teploty v půdě v různých hloubkách od 1 do 80 cm Pavlovsk, květen.

34. Roční výkyvy teplot

35.

36. Roční kolísání teploty v půdě v různých hloubkách od 3 do 753 cm v Kaliningradu.

37. Vertikální rozložení teploty v půdě v různých ročních obdobích

38. Izoplety ročních změn teploty v půdě v Tbilisi

39. Denní a roční kolísání teplot na hladině nádrží a v horních vrstvách vody

40. Denní kolísání teploty na mořské hladině (plná křivka) a ve výšce 6 m ve vzduchu (lomená křivka) v trop.

41. Denní a roční změny teplot na hladině nádrží a ve svrchních vrstvách vody

42. Denní kolísání teploty vzduchu na zemském povrchu

43. Denní kolísání teploty vzduchu na zemském povrchu

44. Denní kolísání teploty vzduchu na zemském povrchu

45. Denní kolísání teploty vzduchu na zemském povrchu

46. ​​Denní kolísání teploty vzduchu na zemském povrchu

47. Denní kolísání teploty vzduchu v Moskvě v lednu a červenci. Čísla ukazují průměrné měsíční teploty v lednu a červenci.

48. Denní změny amplitudy teploty vzduchu

49. Vliv charakteru půdy a půdního pokryvu

50. Vliv reliéfu

51. Vliv moří a oceánů

52. Změna amplitudy denní teploty s nadmořskou výškou

53. Vliv terénu

54.

55. Záření zemského povrchu

56. Záření zemského povrchu

57.

58. Atmosférické záření

59. Protizáření

60. Protizáření

61. Protizáření

62.

63.

64. Efektivní záření

65. Efektivní záření

66. Efektivní záření

67. Efektivní záření

68. Efektivní záření

69. Efektivní záření

70. Radiační bilance zemského povrchu

76. Radiační bilance zemského povrchu

77.

78.

79. Radiační bilance zemského povrchu

80. Záření do vesmíru

81. Záření do vesmíru

82. Záření do vesmíru

83. Radiační bilance

84. Fyzikální konstanty

Tepelná bilance určuje teplotu, její velikost a změnu na povrchu, který je přímo ohříván slunečními paprsky. Při zahřívání tento povrch předává teplo (v oblasti dlouhých vln) jak podložním vrstvám, tak atmosféře. Samotný povrch se nazývá aktivní povrch.

Maximální hodnota všech prvků tepelné bilance je pozorována kolem poledne. Výjimkou je maximální výměna tepla v půdě, ke které dochází v ranních hodinách. Maximální amplitudy denních změn složek tepelné bilance jsou pozorovány v létě, minimální v zimě.

Při denním kolísání povrchové teploty, suché a bez vegetace, za jasného dne nastává maximum po 14 hodin a minimum je kolem času východu slunce. Oblačno může narušit denní teplotní vzorec a způsobit posun maxima a minima. Velký vliv na průběh teploty má povrchová vlhkost a vegetace.

Maximální denní povrchové teploty mohou být +80 o C i více. Denní výkyvy dosahují 40 stupňů. Velikost extrémních hodnot a teplotní amplitudy závisí na zeměpisné šířce místa, roční době, oblačnosti, tepelných vlastnostech povrchu, jeho barvě, drsnosti, povaze vegetačního krytu a orientaci svahu (expozice).

Šíření tepla z aktivního povrchu závisí na složení podkladového substrátu a bude určeno jeho tepelnou kapacitou a tepelnou vodivostí. Na povrchu kontinentů je podkladovým substrátem půda, v oceánech (mořích) je to voda.

Půdy mají obecně nižší tepelnou kapacitu než voda a větší tepelnou vodivost. Proto se zahřívají a ochlazují rychleji než voda.

Přenos tepla z vrstvy do vrstvy trvá určitou dobu a okamžiky nástupu maximálních a minimálních teplotních hodnot během dne jsou zpožděny asi o 3 hodiny na každých 10 cm. Čím hlubší vrstva, tím méně tepla přijímá a tím slabší jsou v ní výkyvy teplot. Amplituda denních teplotních výkyvů s hloubkou klesá 2krát na každých 15 cm. V hloubce v průměru asi 1 m denní výkyvy teploty půdy „vymizí“. Vrstva, ve které se zastaví, se nazývá vrstva stálé denní teploty.

Čím delší je období teplotních výkyvů, tím hlouběji se šíří. Takže ve středních zeměpisných šířkách se vrstva konstantní roční teploty nachází v hloubce 19-20 m, ve vysokých zeměpisných šířkách - v hloubce 25 m a v tropických zeměpisných šířkách, kde jsou roční amplitudy teploty malé - v hloubce 5- 10 m. Okamžiky nástupu maximálních a minimálních teplot během let jsou zpožděny v průměru o 20-30 dní na metr.

Teplota ve vrstvě stálé roční teploty se blíží průměrné roční teplotě vzduchu nad povrchem.

Voda se ohřívá pomaleji a uvolňuje teplo pomaleji. Sluneční paprsky navíc mohou pronikat do velkých hloubek a přímo ohřívat hlubší vrstvy. K přenosu tepla do hloubky nedochází ani tak díky molekulární tepelné vodivosti, ale ve větší míře díky míšení vod turbulencí nebo prouděním. Když se povrchové vrstvy vody ochlazují, dochází k tepelné konvekci, doprovázené také míšením.

Denní výkyvy teploty na povrchu oceánu ve vysokých zeměpisných šířkách jsou v průměru pouze 0,1ºС, v mírných zeměpisných šířkách - 0,4ºС, v tropických šířkách - 0,5ºС. Hloubka průniku těchto výkyvů je 15-20 m.

Roční teplotní amplitudy na povrchu oceánu se pohybují od 1ºС v rovníkových šířkách do 10,2ºС v mírných zeměpisných šířkách. Roční výkyvy teplot pronikají do hloubky 200-300 m.

Okamžiky teplotních maxim ve vodních útvarech jsou ve srovnání s pevninou opožděné. Maximum nastává kolem 15-16 hodiny, minimum – in 2-3 hodiny po východu slunce. Roční maximum teploty na povrchu oceánu na severní polokouli nastává v srpnu a minimum v únoru.

Otázka 7 (atmosféra) -- teplota vzduchu se mění s výškou. Atmosféru tvoří směs plynů zvaná vzduch, ve které jsou suspendovány kapalné a pevné částice. Celková hmotnost posledně jmenovaného je nevýznamná ve srovnání s celkovou hmotností atmosféry. Atmosférický vzduch blízko zemského povrchu je obvykle mokrá. To znamená, že jeho složení spolu s ostatními plyny zahrnuje vodní páru, tzn. voda v plynném stavu. Obsah vodní páry ve vzduchu se na rozdíl od ostatních složek vzduchu pohybuje ve významných mezích: na zemském povrchu kolísá mezi setinami procenta a několika procenty. Vysvětluje to skutečnost, že za podmínek existujících v atmosféře se vodní pára může přeměnit na kapalné a pevné skupenství a naopak se může vypařováním ze zemského povrchu znovu dostat do atmosféry. Vzduch, jako každé těleso, má vždy teplotu odlišnou od absolutní nuly. Teplota vzduchu v každém bodě atmosféry se neustále mění; na různých místech Země ve stejnou dobu je to také různé. Na zemském povrchu se teplota vzduchu pohybuje v poměrně širokém rozmezí: její dosud pozorované extrémní hodnoty jsou mírně pod +60° (v tropických pouštích) a asi -90° (na antarktické pevnině). S výškou se teplota vzduchu mění v různých vrstvách a v různých případech různým způsobem. V průměru nejprve klesá do výšky 10-15 km, pak se zvyšuje na 50-60 km, pak znovu klesá atd. . - VERTIKÁLNÍ TEPLOTNÍ GRADIENT syn. VERTICAL TEMPERATURE GRADIENT - vertikální teplotní gradient - změna teploty s rostoucí nadmořskou výškou, bráno na jednotku vzdálenosti. Za pozitivní se považuje, pokud teplota klesá s nadmořskou výškou. V opačném případě např. ve stratosféře teplota stoupá, jak stoupá, a pak vzniká obrácený (inverzní) vertikální gradient, kterému je přiřazeno znaménko minus. V troposféře je teplota v průměru 0,65o/100 m, ale v některých případech může překročit 1o/100 m nebo nabývat záporných hodnot při teplotních inverzích. V přízemní vrstvě na souši v teplém období může být i desítkykrát vyšší. - Adiabatický proces- Adiabatický děj (adiabatický děj) je termodynamický děj probíhající v systému bez výměny tepla s okolím (), tedy v adiabaticky izolovaném systému, jehož stav lze měnit pouze změnou vnějších parametrů. Pojem adiabatická izolace je idealizací tepelně izolačních plášťů nebo Dewarových (adiabatických plášťů). Změna teploty vnějších těles neovlivňuje adiabaticky izolovanou soustavu a jejich energie U se může měnit pouze prací vykonanou soustavou (nebo na ní). Podle prvního termodynamického zákona v reverzibilním adiabatickém procesu pro homogenní systém, kde V je objem systému, p je tlak a v obecném případě, kde aj jsou vnější parametry, Aj jsou termodynamické síly. Podle druhého termodynamického zákona je při vratném adiabatickém procesu entropie konstantní a při nevratném se zvyšuje. Za adiabatický proces lze považovat velmi rychlé procesy, při kterých nestihne dojít k výměně tepla s okolím, např. při šíření zvuku. Entropie každého malého prvku tekutiny, když se pohybuje rychlostí v, zůstává konstantní, proto je celková derivace entropie s na jednotku hmotnosti rovna nule (podmínka adiabaticity). Jednoduchým příkladem adiabatického procesu je komprese (nebo expanze) plynu v tepelně izolovaném válci s tepelně izolovaným pístem: při kompresi se teplota zvyšuje a při expanzi klesá. Dalším příkladem adiabatického procesu je adiabatická demagnetizace, která se používá v metodě magnetického chlazení. Reverzibilní adiabatický proces, nazývaný také isentropický, je na fázovém diagramu znázorněn adiabatickým (isentropem). -Stoupající vzduch, vstupující do řídkého prostředí, expanduje a ochlazuje se, sestupný vzduch se naopak ohřívá v důsledku stlačení. Taková změna teploty vlivem vnitřní energie, bez přítoku a ztráty tepla, se nazývá adiabatická. Adiabatické změny teploty nastávají podle suchý adiabatický a mokrý adiabatický zákony Podle toho se také rozlišují vertikální gradienty teplotních změn s výškou. Suchý adiabatický gradient je změna teploty suchého nebo vlhkého nenasyceného vzduchu o 1 °C na každých 100 metrů stoupání nebo klesání a vlhký adiabatický gradient je pokles teploty vlhkého nasyceného vzduchu o méně než 1 °C. na každých 100 metrů stoupání.

-Inverze v meteorologii znamená anomální charakter změn jakéhokoli parametru v atmosféře s rostoucí výškou. Nejčastěji se jedná o teplotní inverzi, tedy nárůst teploty s výškou v určité vrstvě atmosféry místo obvyklého poklesu (viz atmosféra Země).

Existují dva typy inverze:

1.povrchové teplotní inverze začínající přímo od zemského povrchu (tloušťka inverzní vrstvy je desítky metrů)

2. teplotní inverze ve volné atmosféře (tloušťka inverzní vrstvy dosahuje stovek metrů)

Teplotní inverze zabraňuje vertikálnímu pohybu vzduchu a přispívá k tvorbě oparu, mlhy, smogu, mraků a přeludů. Inverze silně závisí na místních vlastnostech terénu. Nárůst teploty v inverzní vrstvě se pohybuje od desetin stupně až po 15-20 °C i více. Inverze povrchové teploty jsou nejsilnější na východní Sibiři a v Antarktidě v zimě.

Lístek.

Denní kolísání teploty vzduchu - změna teploty vzduchu během dne. Denní kolísání teploty vzduchu obecně odráží kolísání teploty zemského povrchu, ale okamžiky nástupu maxim a minim jsou poněkud opožděné, maximum je pozorováno ve 14:00, minimum je po východu Slunce. Denní výkyvy teploty vzduchu v zimě jsou patrné do výšky 0,5 km, v létě do 2 km.

Denní amplituda teploty vzduchu - rozdíl mezi maximální a minimální teplotou vzduchu během dne. Denní amplituda teploty vzduchu je největší v tropických pouštích – až 40 0, v rovníkových a mírných zeměpisných šířkách klesá. Denní amplituda je menší v zimě a za oblačného počasí. Nad vodní hladinou je to mnohem méně než nad pevninou; nad vegetačním krytem je menší než nad holým povrchem.

Roční kolísání teploty vzduchu je určeno především zeměpisnou šířkou místa. Roční kolísání teploty vzduchu - změna průměrné měsíční teploty v průběhu roku. Roční amplituda teploty vzduchu - rozdíl mezi maximem a minimem průměrné měsíční teploty. Existují čtyři typy ročních teplotních změn; každý typ má dva podtypy - námořní a kontinentální, vyznačující se různými ročními amplitudami teplot. V rovníkový V typu ročních teplotních změn jsou pozorována dvě malá maxima a dvě malá minima. Maxima nastávají po rovnodennostech, kdy je Slunce v zenitu nad rovníkem. V mořském podtypu je roční amplituda teploty vzduchu 1-2 0, v kontinentálním podtypu 4-6 0. Teplota je kladná po celý rok. V tropický Podle typu ročních teplotních změn existuje na severní polokouli jedno maximum po letním slunovratu a jedno minimum po zimním slunovratu. V mořském subtypu je roční amplituda teploty 5 0, v kontinentálním subtypu je 10-20 0. V mírný typu ročních teplotních změn, na severní polokouli je také jedno maximum po letním slunovratu a jedno minimum po zimním slunovratu, v zimě jsou teploty záporné. Nad oceánem je amplituda 10-15 0, nad pevninou se zvyšuje se vzdáleností od oceánu: na pobřeží - 10 0, ve středu kontinentu - až 60 0. V polární V typu ročních teplotních změn je na severní polokouli jedno maximum po letním slunovratu a jedno minimum po zimním slunovratu, teplota je po většinu roku záporná. Roční amplituda na moři je 20-30 0, na souši - 60 0. Identifikované typy odrážejí zónové kolísání teploty v důsledku přílivu slunečního záření. Pro roční kolísání teplot velký vliv způsobuje pohyb vzdušných hmot.

Lístek.

Izotermy-čáry spojující body na mapě se stejnými teplotami.

V létě jsou kontinenty teplejší a izotermy nad pevninou se ohýbají směrem k pólům.

Na mapě zimních teplot (prosinec na severní polokouli a červenec na jižní polokouli) se izotermy výrazně odchylují od rovnoběžek. Přes oceány se izotermy pohybují daleko do vysokých zeměpisných šířek a vytvářejí „tepelné jazyky“; nad pevninou se izotermy odchylují směrem k rovníku.

Průměrná roční teplota na severní polokouli je +15,2 0 C a na jižní polokouli +13,2 0 C. Minimální teplota na severní polokouli dosáhla -77 0 C (Oymyakon) a -68 0 C (Verchojansk). Na jižní polokouli jsou minimální teploty mnohem nižší; na stanicích Sovětskaja a Vostok byla zaznamenána teplota -89,2 0 C. Minimální teplota za jasného počasí v Antarktidě může klesnout až na -93 0 C. Nejvyšší teploty jsou pozorovány v pouštích tropická zóna, v Tripolisu +58 °C; v Kalifornii, v Death Valley, byla teplota +56,7 0.

Mapy anomálií poskytují informace o tom, jak silně kontinenty a oceány ovlivňují rozložení teplot. Izanomálie-čáry spojující body se stejnými teplotními anomáliemi. Anomálie jsou odchylky skutečných teplot od průměrných teplot zeměpisné šířky. Anomálie mohou být pozitivní nebo negativní. Pozitivní jsou pozorovány v létě nad teplými kontinenty

Obratníky a polární kruhy nelze považovat za platné hranice tepelné zóny (systém klasifikace klimatu podle teploty vzduchu), jelikož rozložení teplot ovlivňuje řada dalších faktorů: rozložení země a vody, proudy. Izotermy jsou brány jako hranice tepelných zón. Horká zóna se nachází mezi ročními izotermami 20 0 C a vymezuje pás divokých palem. Hranice mírného pásma jsou nakresleny podél izotermy 10 0 z nejteplejšího měsíce. Na severní polokouli se hranice shoduje s rozšířením lesní tundry. Hranice studeného pásu sleduje izotermu 0 0 z nejteplejšího měsíce. Kolem pólů jsou umístěny mrazicí pásy.