тепловой режим атмосферы

Презентация на тему: «Тепловой режим
атмосферы»
Проект подготовила учитель географии ЦО№491
Прокопенко Светлана Валентиновна
Москва
2013
1. ПРИЧИНЫ ИЗМЕНЕНИЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
Тепловой режим атмосферы - распределение температуры воздуха в
атмосфере и непрерывные изменения этого распределения.
Определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и
окружающей средой.
Теплообмен осуществляется:
радиационным путем,
т.е. при собственном
излучении из воздуха и
при поглощении воздухом
радиации Солнца, земной
поверхности и других
атмосферных слоев.
путем
теплопроводности —
молекулярной между воздухом и земной
поверхностью и
турбулентной внутри
атмосферы.
в результате
испарения и
последующей
конденсации или
кристаллизации
водяного пара
Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить независимо от
теплообмена, адиабатически. Такие изменения температуры, как известно,
связаны с изменениями атмосферного давления, особенно при вертикальных
движениях воздуха .
1. ПРИЧИНЫ ИЗМЕНЕНИЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
1.
1.
2.
Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет
теплообмен с земной поверхностью путем теплопроводности.
Тонкая пленка воздуха, непосредственно соприкасающегося с
земной поверхностью, обменивается с нею теплом вследствие
молекулярной теплопроводности.
Перемешивание воздуха в процессе турбулентности
способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев
атмосферы в другие.
1. ПРИЧИНЫ ИЗМЕНЕНИЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ:
Индивидуальные
 изменения температуры,
происходящие в
определенном количестве
воздуха, сохраняющего
свою целостность в
процессе движения.
Локальные ( местные)
 изменения температуры в
некоторой точке внутри
атмосферы с
зафиксированными
географическими
координатами и с
неизменной высотой над
уровнем моря.
2. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Уравнением
теплового
баланса
земной
поверхности - алгебраическая сумма всех
приходов и расходов тепла на земной
поверхности равная нулю.
В+ Р+ G„+ LE^ = 0.
 Р – это приход тепла из воздуха или отдача его в воздух путем
теплопроводности
 L — удельная теплота испарения
 Е^ — масса испарившейся или сконденсировавшейся воды
2. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Изменения температуры в нижних слоях атмосферы
прежде всего определяются изменениями температуры
земной поверхности.
1.
2.
3.
На земную поверхность поступают суммарная радиация и
встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей
степени поглощаются поверхностью, т.е. идут на нагревание
верхних слоев почвы и воды.
К земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы,
путем турбулентной теплопроводности.
Земная поверхность получает тепло при конденсации на ней
водяного пара из воздуха или теряет тепло при испарении с нее
воды
3. РАЗЛИЧИЯ В ТЕПЛОВОМ РЕЖИМЕ ПОЧВЫ И
ВОДОЕМОВ
в ВОДЕ тепло распространяется
путем турбулентного
перемешивания водных слоев и
путем молекулярной
теплопроводности
10 м/ 100 м
в ПОЧВЕ тепло
распространяется по вертикали
путем молекулярной
теплопроводности
< 1м / 10-20 м
4. СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД ТЕМПЕРАТУРЫ
НА ПОВЕРХНОСТИ ПОЧВЫ
Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее
наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. Затем
температура на поверхности почвы растет до 13—14 ч и достигает
максимума в суточном ходе. После этого начинается падение
температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы и до
вечера остается положительным.
5. ВЛИЯНИЕ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА НА
ТЕМПЕРАТУРУ ПОВЕРХНОСТИ ПОЧВЫ
Растительный покров уменьшает охлаждение почвы
ночью. Ночное излучение происходит преимущественно
с поверхности растительности. Поэтому растительность
охлаждается больше, чем почва под растительным
покровом.
Снежный покров предохраняет почву зимой от
чрезмерной потери тепла. Излучение идет с поверхности
снежного покрова; почва под снегом остается более
теплой, чем обнаженная почва
5. ВЛИЯНИЕ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА НА
ТЕМПЕРАТУРУ ПОВЕРХНОСТИ ПОЧВЫ
ВЫВОД:
Совместное
действие
растительного
покрова летом и
снежного зимой
уменьшает годовую
амплитуду
температуры на
поверхности почвы
( около 10°С )
6. РАСПРОСТРАНЕНИЕ ТЕПЛА В ГЛУБЬ ПОЧВЫ
Законы распространения тепла в почве
носят название законов Фурье:
Независимо от типа почвы период колебаний
температуры не изменяется с глубиной;
2. Возрастание глубины в арифметической прогрессии
приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии
геометрической;
3. Сроки наступления максимальных и минимальных
температур, как в суточном, так и в годовом ходе
запаздывают с глубиной пропорционально
увеличению глубины;
4. Глубины слоев постоянной суточной и годовой
температуры относятся между собой как корни
квадратные из периодов колебаний, т.е. как 1 : V365.
1.
7. СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД ТЕМПЕРАТУРЫ НА
ПОВЕРХНОСТИ ВОДОЕМОВ И В ВЕРХНИХ СЛОЯХ
ВОДЫ
 В водоемах нагревание и охлаждение
распространяются на более толстый и обладающий
большей теплоемкостью слой, чем в почве. Вследствие
этого изменения температуры на поверхности воды
незначительны. Как суточные, так и годовые
колебания распространяются в воде до больших
глубин, чем в почве.
8. ИЗМЕРЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
2.
1.
3.
1. Психрометр Ассмана
2. Электрический термометр
сопротивления
3. Жидкостные термометры
4. Термограф
4.
9. СУТОЧНЫЙ ХОД ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА У
ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Имеет значение характер почвы и почвенного
покрова. По закону Воейкова : «на выпуклых формах
рельефа местности суточная амплитуда температуры
воздуха меньше, чем на равнинной местности, а в
вогнутых формах рельефа— больше» .
10. ИЗМЕНЕНИЕ СУТОЧНОЙ АМПЛИТУДЫ
ТЕМПЕРАТУРЫ С ВЫСОТОЙ
 На высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры
около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения
температуры наступают на 1,5—2 ч позже. На высоте 1 км суточная
амплитуда температуры над сушей равна 1—2°С, на высоте 2—5 км
— 0,5—ГС, а дневной максимум смещается на вечер. Над морем
суточная амплитуда температуры несколько растет с высотой в
нижних километрах, но все же остается малой.
11. НЕПЕРИОДИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ
ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
 Непериодические изменения температуры связаны главным
образом с адвекцией воздушных масс из других районов Земли.
Особенно значительные похолодания (иногда называемые
волнами холода) происходят в умеренных широтах в связи с
вторжениями холодных воздушных масс из Арктики и
Антарктиды. В Европе сильные зимние похолодания бывают
также при проникновении холодных воздушных масс с востока, а в
Западной Европе — с европейской территории России.
12. ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУШНЫХ МАСС
 Характерная температура для каждого типа воздушных
масс в данном месте меняется по сезонам и месяцам
года.
 Между воздушными массами есть и характерные
различия во влажности, по содержанию пыли, ионов,
ядер конденсации.
13. МЕЖДУСУТОЧНАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ ТЕМПЕРАТУРЫ
 Междусуточная изменчивость температуры
среднее изменение средней суточной
температуры воздуха от одних суток к другим.
Она небольшая в тропиках и возрастает с
широтой. В морском климате она меньше, чем в
континентальном.
2. Междусуточная изменчивость температуры тем
больше, чем чаще и чем сильнее адвективные
изменения температуры, происходящие в данной
местности.
1.
14. ЗАМОРОЗКИ
 Заморозки - понижения температуры ниже 0 °С в
приземном слое воздуха или на почве вечером или
ночью при положительной температуре днем.
Заморозки наблюдаются весной или осенью,
вследствие ночного охлаждения почвы.
15. ГОДОВАЯ АМПЛИТУДА ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
 Все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее,
поэтому температура воздуха в каждом отдельном
месте меняется в годовом ходе: средние месячные
температуры в зимние месяцы ниже, в летние — выше.
 Годовые амплитуды температуры над сушей больше,
чем над морем. С высотой годовая амплитуда
температуры убывает.
Годовой ход температуры
воздуха над океаном к югу
Японии непосредственно
над водой (1) и на высоте
100 м (2)
16. КОНТИНЕНТАЛЬНОСТЬ КЛИМАТА
 Континентальный климат — тип климата
характеризующийся стабильно жарким летом и морозной
зимой с малым количеством осадков. Он формируется в
результате преобладающего воздействия на атмосферу
крупных массивов суши.
 Континентальный климат в среднем годовом холоднее морского.
Большая амплитуда в континентальном климате умеренных и высоких
широт создается понижением зимних температур. В тропических
широтах, наоборот, повышенная амплитуда над сушей создается
жарким летом. Поэтому и средняя годовая температура в тропиках
выше в континентальном климате, чем в морском.
Годовая амплитуда температур
и осадков континентального
климата
17. ИНДЕКСЫ КОНТИНЕНТАЛЬНОСТИ
 Индекс континентальности ( по Хромову) -
доля годовой амплитуды температуры воздуха в
данном месте создается за счет наличия суши на
земном шаре, каков континентальный вклад в
годовую амплитуду температуры
 Судя по годовой амплитуде температуры, даже
самый морской климат на материке все-таки
больше подвержен влиянию суши, чем океана
17. ИНДЕКСЫ КОНТИНЕНТАЛЬНОСТИ
Во внутренних частях всех океанов Южного полушария индекс К меньше 10%. Над северным
Атлантическим океаном он выше 25%, над крайним западом Европы — между 50 и 75%, над
Центральной и Северо-Восточной Азией — выше 90%. Также выше 90% на небольших площадях
внутри Австралии и северных частей Африки и Южной Америки.
18. ТИПЫ ГОДОВОГО ХОДА
ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
Типы среднего изменения температуры воздуха у земной
поверхности в течение года:
 1) экваториальный — с небольшой годовой амплитудой (над океанами нередко
меньше 1° и над материками 5—10°), двумя максимумами после равноденствий и
двумя минимумами после солнцестояний;
 2) тропический — с амплитудой порядка 5° над океанами и 20° над сушей,
максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния;
 3) умеренного пояса — с максимумом (в северном полушарии) в июле или
августе и минимумом в январе или феврале (в морском климате позже, чем в
континентальном), большой амплитудой, достигающей внутри материков 60° и
более. Этот тип делится на подтипы: субтропический, собственно умеренный и
субполярный;
 4) полярный — с очень большой, даже и в морских пунктах, годовой амплитудой,
максимумом в июле — августе и минимумом в марте, ко времени появления
солнца.
18. ТИПЫ ГОДОВОГО ХОДА
ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
19. ИЗМЕНЧИВОСТЬ СРЕДНИХ МЕСЯЧНЫХ
ТЕМПЕРАТУР
 Мера изменчивости - средняя многолетняя величина из
абсолютных значений месячных аномалий температуры .
Она тем больше, чем интенсивнее непериодические
изменения температуры в данной местности, придающие
одному и тому же месяцу в разные годы различный характер.
Изменчивость средних месячных температур возрастает с
широтой: в тропиках она небольшая, в умеренных широтах
значительная.
20. ИЗОТЕРМЫ. ПРИВЕДЕНИЕ
ТЕМПЕРАТУРЫ К УРОВНЮ МОРЯ
 Изотермы — линии равной температуры
воздуха, наглядно показывающие географическое
распределение температуры
20. ИЗОТЕРМЫ. ПРИВЕДЕНИЕ
ТЕМПЕРАТУРЫ К УРОВНЮ МОРЯ
 В одном и том же районе земли, в одних и тех же условиях
циркуляции атмосферы температура воздуха на станциях может
сильно разниться в зависимости от различий в высоте
станций над уровнем моря. Исключить влияние высоты можно
путем приведения температуры к уровню моря, т.е. увеличения
температуры на каждой станции, расположенной выше уровня
моря. Так как на 100 м высоты температура в среднем падает на
0,5°С, эта величина и берется для приведения температуры к
уровню моря.
21. ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ
ВОЗДУХА У ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ.
 Распределение температуры воздуха зависит от :
1. Широты;
2. Высоты поверхности суши;
3. Типа поверхности, в особенности от расположения суши и моря;
4. Адвективного переноса тепла ветрами и течениями.
Район якутского полюса холода
Станция «Восток» -это полюс холода
Южного полушария и всего Земного шара 21
июня 1983 г. - абсолютный минимум -89,2°С.
21. ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ
ВОЗДУХА У ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
 Температура воздуха у земной поверхности уменьшается от экватора к
полюсам в соответствии с зональным убыванием притока солнечной
радиации .
 С увеличением широты вне тропической зоны температура понижается. С
увеличением широты угол падения солнечных лучей на земную
поверхность все больше отклоняется от вертикали, следовательно,
приходящая солнечная радиация проходит через более мощный слой
атмосферы и распространяется на большую площадь поверхности Земли
22. ТЕМПЕРАТУРА ШИРОТНЫХ КРУГОВ,
ПОЛУШАРИЙ И ЗЕМЛИ В ЦЕЛОМ
1)
Умеренные широты в Южном полушарии зимой теплее, а летом
холоднее, чем в Северном полушарии.
2)
Высокие широты в Южном полушарии значительно холоднее, чем в
Северном, вследствие наличия ледяного материка Антарктиды с
преобладающим режимом высокого атмосферного давления.
3)
Северное полушарие зимой холоднее, чем Южное, а летом значительно
теплее. Следовательно, климат Северного полушария в целом более
континентальный, чем климат Южного полушария.
4)
Увеличение амплитуды в Северном полушарии в сравнении с Южным
обусловлено более жарким летом.
22. ТЕМПЕРАТУРА ШИРОТНЫХ КРУГОВ,
ПОЛУШАРИЙ И ЗЕМЛИ В ЦЕЛОМ
23. Аномалии в распределении
температуры
 Термической аномалией данного места - разность между его
температурой (годовой или месячной) и соответствующей
температурой широтного круга.
24. Распределение температуры с
высотой в тропосфере и стратосфере
В тропосфере наблюдается как
падение, так и рост температуры
по вертикали
В стратосфере падение
температуры с высотой сменяется
повышением
24. Распределение температуры с
высотой в тропосфере и стратосфере
25. ОБЪЯСНЕНИЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ
ТЕМПЕРАТУРЫ С ВЫСОТОЙ
 Температура лучистого равновесия, т.е.
температура, при которой радиационный приток
тепла в воздух и отдача тепла излучением из
воздуха равны.
26. УСКОРЕНИЕ КОНВЕКЦИИ
 Ускорение конвекции— ускорение вертикально
движущейся частицы воздуха. Зависит от
разности абсолютных температур движущегося
воздуха и окружающей воздушной среды
 В процессе конвекции 1 кг воздуха адиабатически
поднимается или опускается, не смешиваясь с
окружающей воздушной средой. На него действуют
две силы – сила тяжести и сила вертикального
барического градиента.
27. СТРАТИФИКАЦИЯ АТМОСФЕРЫ В ВЕРТИКАЛЬНОЕ
РАВНОВЕСИЕ ДЛЯ СУХОГО ВОЗДУХА
 Для развития конвекции в сухом или ненасыщенном воздухе
нужно, чтобы вертикальные градиенты температуры в воздушном
столбе были больше сухоадиабатического. В этом случае говорят,
что атмосфера обладает неустойчивой стратификацией. При
вертикальных градиентах температуры меньше
сухоадиабатического условия для развития конвекции
неблагоприятны. Говорят, что атмосфера обладает устойчивой
стратификацией. При вертикальном градиенте, равном
сухоадиабатическому, существующая конвекция сохраняется, но
не усиливается. Говорят, что атмосфера обладает безразличной
стратификацией
 Вместо терминов «устойчивая», «неустойчивая» и «безразличная
стратификация» употребляют также термины «устойчивое»,
«неустойчивое» и «безразличное равновесие».
ВЫВОД: в случае безразличной стратификации потенциальная
температура в воздушном столбе не меняется с высотой, в случае
неустойчивой стратификации падает с высотой, а в случае устойчивой стратификации растет с высотой.
28. СТРАТИФИКАЦИЯ АТМОСФЕРЫ В ВЕРТИКАЛЬНОЕ
РАВНОВЕСИЕ ДЛЯ НАСЫЩЕННОГО ВОЗДУХА
 Если вертикальные градиенты температуры в атмосфере у больше
влажноадиабатических для данных значений давления и температуры стратификация атмосферы неустойчива по отношению к
насыщенному воздуху. При вертикальных градиентах меньше
влажноадиабатических стратификация устойчивая для
насыщенного воздуха влажноустойчивая. Если вертикальные
градиенты в атмосферном столбе в точности равны
влажноадиабатическим стратификация безразличная для
насыщенного воздуха.
28. СТРАТИФИКАЦИЯ АТМОСФЕРЫ В ВЕРТИКАЛЬНОЕ
РАВНОВЕСИЕ ДЛЯ НАСЫЩЕННОГО ВОЗДУХА
 В насыщенном воздухе также выделяют
устойчивое, безразличное и неустойчивое
равновесие атмосферы. При
влажноадиабаическом вертикальном градиенте
температуры частица насыщенного воздуха,
выведенная из первоначального положения
равновесия, на любом новом уровне имеет ту же
температуру, что и окружающий воздух, т.е. снова
находится в состоянии равновесия.
29. СУТОЧНЫЙ ХОД СТРАТИФИКАЦИИ И
КОНВЕКЦИИ
 Конвекция развивается
только при
неустойчивой
стратификации. Чем
неустойчивее
стратификация, т.е. чем
больше вертикальные
градиенты температуры
превышают
адиабатические
градиенты, тем сильнее
она развивается.
29. СУТОЧНЫЙ ХОД СТРАТИФИКАЦИИ И
КОНВЕКЦИИ
 Как неустойчивость стратификации, так и конвекция
особенно велики около полудня и в первые
послеполуденные часы. Поэтому кучевые облака,
ливневые осадки и грозы над сушей, связанные с
конвекцией, имеют максимальное развитие
именно после полудня.
30. СТРАТИФИКАЦИЯ ВОЗДУШНЫХ МАСС
Теплая воздушная масса по
мере своего продвижения
на холодную поверхность
становится
устойчивой
массой
Холодная
масса
приобретает в этих слоях
неустойчивую
стратификацию, становится
неустойчивой массой
31. ИНВЕРСИИ ТЕМПЕРАТУР
 Инверсии температур — отклонения от
нормального состояния. Они характеризуются:
1. Высотой нижней границы, т.е. высотой, с
которой начинается повышение температуры;
2. Толщиной слоя, в котором наблюдается
повышение температуры с высотой;
3. Разностью температур на верхней и нижней
границах инверсионного слоя — скачком
температуры;
4. Вертикальной изотермией
31. ИНВЕРСИИ ТЕМПЕРАТУР
Приземная инверсия
начинается от самой
подстилающей поверхности
(почвы, снега или льда).
Инверсия в свободной
атмосфере наблюдается в
некотором слое воздуха,
лежащем на той или иной
высоте над земной поверхностью
в — инверсия в свободной атмосфере
32. ПРИЗЕМНЫЕ ИНВЕРСИИ
Радиационная
инверсия
Снежная или
весенняя
инверсия
• Инверсия, возникающая
вследствие ночного
радиационного
охлаждения подстилающей
поверхности
• Теплый воздух, текущий
над снежным покровом,
охлаждается, потому что
тепло идет на таяние снега.
33. ПРИПОДНЯТЫЕ ИНВЕРСИИ
 Приподнятые инверсии - инверсионные слои в
свободной атмосфере, возникающие
преимущественно в устойчивых антициклонах как
над сушей, так и над морем. Они наблюдаются над
большими территориями на протяжении
длительных периодов.
34. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС СИСТЕМЫ ЗЕМЛЯ АТМОСФЕРА
 На верхней границе атмосферы должен существовать
радиационный баланс, равный нулю (0).
 Атмосфера получает и теряет тепло, поглощая
солнечную и земную радиацию и отдавая свою
радиацию вниз и вверх.
 На земной поверхности уравновешиваются приток
тепла вследствие поглощения солнечной и
атмосферной радиации, отдача тепла путем излучения
самой земной поверхности и нерадиационный обмен
теплом между нею и атмосферой.
34. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС СИСТЕМЫ ЗЕМЛЯ АТМОСФЕРА
Величина прямой солнечной радиации, входящей в атмосферу на ее верхней границе,
равна 342 Втм. Из этого количества 77 Втм (22%) отражается облаками, аэрозолями и
атмосферой обратно в космическое пространство, 67 Втм (20%) поглощается
атмосферой: озоном, облаками и аэрозолями.
Средний
тепловой
баланс
Земли,
атмосферы и земной
поверхности:
I- коротковолновая
радиация,
II - длинноволновая
радиация,
III -нерадиационный
обмен
35. ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ШИРОТНЫХ ЗОН И
ВОЗДУШНЫЕ ТЕЧЕНИЯ
В
атмосфере устанавливается
равномерное
распределение
тепла по земному шару.
 За годовой или многолетний период
равенство между приходом и расходом
тепла сохраняется поскольку средние
температуры воздуха в них остаются с
течением времени почти
неизменными. Отсюда, избыток или
недостаток радиации в отдельных
зонах компенсируется
нерадиационным теплообменом
между земной поверхностью и
атмосферой.