Le régime thermique de la surface sous-jacente et de l'atmosphère brièvement. Régime thermique de la surface sous-jacente et chauffage de l'atmosphère
Le sol est un composant du système climatique, étant l'accumulateur le plus actif de la chaleur solaire pénétrant à la surface de la Terre.
La variation quotidienne de la température de surface sous-jacente présente un maximum et un minimum. Le minimum se produit au lever du soleil, le maximum dans l'après-midi. La phase du cycle diurne et son amplitude journalière dépendent de la période de l'année, de l'état de la surface sous-jacente, de la quantité et des précipitations, ainsi que de l'emplacement des stations, du type de sol et de sa composition mécanique.
Sur la base de leur composition mécanique, les sols sont divisés en sols sableux, limoneux sableux et limoneux, qui diffèrent par leur capacité thermique, leur diffusivité thermique et leurs propriétés génétiques (en particulier la couleur). Les sols sombres absorbent davantage de rayonnement solaire et se réchauffent donc davantage que les sols clairs. Les sols sableux et limoneux sableux, caractérisés par une température du sol plus basse, sont plus chauds que les sols limoneux.
La variation annuelle de la température de la surface sous-jacente présente une périodicité simple avec un minimum en hiver et un maximum en été. Dans la majeure partie de la Russie, la température du sol la plus élevée est observée en juillet, à Extrême Orient dans la bande côtière de la mer d'Okhotsk, en juillet et août, dans le sud du territoire de Primorsky - en août.
Les températures maximales de la surface sous-jacente pendant la majeure partie de l'année caractérisent l'état thermique extrême du sol, et seulement pendant les mois les plus froids - la surface.
Les conditions météorologiques favorables pour que la surface sous-jacente atteigne des températures maximales sont : un temps partiellement nuageux, lorsque l'afflux de rayonnement solaire est maximum ; vents faibles ou calmes, car une augmentation de la vitesse du vent augmente l'évaporation de l'humidité du sol ; faibles précipitations, car le sol sec se caractérise par une conductivité thermique plus faible. De plus, dans un sol sec, la perte de chaleur par évaporation est moindre. Ainsi, les températures maximales absolues se produisent généralement lors des journées ensoleillées les plus claires sur un sol sec et généralement dans l'après-midi.
La répartition géographique des températures maximales annuelles absolues moyennes de la surface sous-jacente est similaire à la répartition des isogéothermes des températures mensuelles moyennes de la surface du sol dans mois d'été. Les isogéothermes ont une direction principalement latitudinale. L'influence des mers sur la température de la surface du sol se manifeste par le fait que sur la côte ouest du Japon et, à Sakhaline et au Kamtchatka, la direction latitudinale des isogéothermes est violée et se rapproche du méridional (répète les contours du littoral). Dans la partie européenne de la Russie, la température maximale annuelle absolue moyenne de la surface sous-jacente varie de 30 à 35 °C sur la côte des mers du nord à 60 à 62 °C au sud de la région de Rostov, dans les régions de Krasnodar et de Stavropol. territoires, en République de Kalmoukie et en République du Daghestan. Dans la région, les températures maximales annuelles moyennes absolues de la surface du sol sont inférieures de 3 à 5 °C à celles des basses terres voisines, ce qui est dû à l’influence des altitudes sur l’augmentation des précipitations dans la région et de l’humidité du sol. Les zones de plaine, protégées des vents dominants par les collines, se caractérisent par des précipitations réduites et des vitesses de vent plus faibles et, par conséquent, par des valeurs accrues des températures extrêmes de surface du sol.
L'augmentation la plus rapide des températures extrêmes du nord au sud se produit dans la zone de transition de la forêt à la zone, qui est associée à une diminution des précipitations dans la zone steppique et à un changement dans la composition du sol. Au sud, avec un taux d'humidité du sol généralement faible, les mêmes changements d'humidité du sol correspondent à des différences plus importantes de température des sols qui diffèrent par leur composition mécanique.
Il y a également une forte diminution de la moyenne des températures maximales annuelles absolues de la surface sous-jacente du sud au nord dans les régions septentrionales de la partie européenne de la Russie, lors de la transition de la zone forestière aux zones et à la toundra - zones d'humidité excessive. . Les régions du nord de la partie européenne de la Russie, en raison notamment d'une activité cyclonique active, se distinguent des régions du sud par une nébulosité accrue, ce qui réduit considérablement l'arrivée du rayonnement solaire à la surface de la Terre.
Dans la partie asiatique de la Russie, les maximales absolues moyennes les plus basses se produisent sur les îles et dans le nord (12 à 19°C). À mesure que l'on se déplace vers le sud, les températures extrêmes augmentent, et dans le nord des parties européennes et asiatiques de la Russie, cette augmentation se produit plus fortement que dans le reste du territoire. Dans les zones où les précipitations sont minimes (par exemple, les zones situées entre les rivières Lena et Aldan), des poches de températures extrêmes accrues sont identifiées. Les régions étant très complexes, les températures extrêmes de surface du sol pour les stations situées dans diverses formes relief (zones montagneuses, cuvettes, plaines, vallées de grandes rivières sibériennes), sont très différents. Les plus grandes valeurs les températures maximales annuelles absolues moyennes de la surface sous-jacente atteignent le sud de la partie asiatique de la Russie (à l'exception des zones côtières). Dans le sud du territoire du Primorie, les maximums annuels absolus moyens sont inférieurs à ceux des régions continentales situées à la même latitude. Ici, leurs valeurs atteignent 55-59°C.
Les températures minimales de la surface sous-jacente sont également observées dans des conditions très particulières : lors des nuits les plus froides, dans les heures proches du lever du soleil, dans des conditions météorologiques anticycloniques, lorsque la faible nébulosité favorise un rayonnement efficace maximum.
La distribution des isothermes de la moyenne des températures minimales annuelles absolues de la surface sous-jacente est similaire à la distribution des isothermes températures minimales air. Sur la majeure partie du territoire de la Russie, à l'exception des régions du sud et du nord, les isogéothermes de la température minimale annuelle absolue moyenne de la surface sous-jacente prennent une direction méridionale (diminuante d'ouest en est). Dans la partie européenne de la Russie, la moyenne des températures minimales annuelles absolues de la surface sous-jacente varie de -25°C dans les régions de l'ouest et du sud à -40...-45°C dans l'est et, surtout, régions du nord-est(Crête de Timan et toundra Bolshezemelskaya). Les valeurs les plus élevées des minimums annuels absolus moyens de température (–16…–17°С) se produisent sur Côte de la mer Noire. Dans la majeure partie de la partie asiatique de la Russie, la moyenne des minimums annuels absolus varie entre –45…–55°С. Une répartition aussi insignifiante et assez uniforme de la température sur un vaste territoire est associée à l'uniformité des conditions de formation de températures minimales dans les zones exposées à l'influence de la Sibérie.
Dans les régions de Sibérie orientale au relief complexe, en particulier dans la République de Sakha (Yakoutie), ainsi que les facteurs de rayonnement, les caractéristiques du relief ont un impact significatif sur la diminution des températures minimales. Ici, dans les conditions difficiles du pays montagneux, en particulier conditions favorables pour refroidir la surface sous-jacente. Dans la République de Sakha (Iakoutie), on trouve les valeurs les plus basses des températures minimales annuelles absolues moyennes de la surface sous-jacente sur le territoire de la Russie (jusqu'à –57…–60°С).
Sur la côte des mers arctiques, en raison du développement d'une activité cyclonique hivernale active, les températures minimales sont plus élevées que dans les zones intérieures. Les isogéothermes ont une direction presque latitudinale, et la diminution de la moyenne des minimums annuels absolus du nord au sud se produit assez rapidement.
Sur le littoral, les isogéothermes suivent les contours du littoral. L'influence du minimum des Aléoutiennes se manifeste par une augmentation des minimums annuels absolus moyens dans la zone côtière par rapport aux zones intérieures, en particulier sur la côte sud du territoire de Primorsky et à Sakhaline. La moyenne des minimums annuels absolus est ici de –25…–30°С.
Le gel du sol dépend de l'ampleur des températures de l'air négatives pendant la saison froide. Le facteur le plus important La présence d'un manteau neigeux empêche le gel du sol. Ses caractéristiques telles que le temps de formation, l'épaisseur et la durée d'apparition déterminent la profondeur de gel du sol. L'établissement tardif de la couverture neigeuse contribue à un gel plus important des sols, puisque dans la première moitié de l'hiver, l'intensité du gel des sols est la plus élevée et, à l'inverse, l'établissement précoce de la couverture neigeuse empêche un gel important des sols. L'influence de l'épaisseur de la couverture neigeuse est plus prononcée dans les régions où la température de l'air est basse.
Dans le même temps, la profondeur de gel dépend du type de sol, de sa composition mécanique et de son humidité.
Par exemple, dans les régions du nord Sibérie occidentale avec une couverture neigeuse faible et abondante, la profondeur de gel du sol est moindre que dans les régions plus méridionales et plus chaudes avec peu de couverture neigeuse. Une situation particulière se présente dans les zones à couverture neigeuse instable (régions méridionales de la partie européenne de la Russie), où elle peut contribuer à une augmentation de la profondeur de gel du sol. Cela est dû au fait qu'avec les changements fréquents de gel et de dégel, une croûte de glace se forme à la surface d'une fine couche de neige, dont le coefficient de conductivité thermique est plusieurs fois supérieur à la conductivité thermique de la neige et de l'eau. En présence d'une telle croûte, le sol se refroidit et gèle beaucoup plus rapidement. La présence d’un couvert végétal contribue à réduire la profondeur du gel du sol, car il retient et accumule la neige.
RÉGIME THERMIQUE DE LA SURFACE SOUS-JACENTE ET DE L'ATMOSPHÈRE
Une surface directement chauffée par les rayons du soleil et dégageant de la chaleur aux couches sous-jacentes et à l'air est appelée actif. La température de la surface active, sa valeur et ses évolutions (variations quotidiennes et annuelles) sont déterminées par le bilan thermique.
La valeur maximale de presque toutes les composantes du bilan thermique est observée vers midi. L'exception est l'échange thermique maximal dans le sol, qui se produit le matin.
Les amplitudes maximales de variation quotidienne des composantes du bilan thermique sont observées en été, les minimales en hiver. Dans la variation diurne de la température de surface, sèche et dépourvue de végétation, par temps clair, le maximum se produit après 13 heures et le minimum se produit au moment du lever du soleil. La nébulosité perturbe l'évolution correcte de la température de surface et provoque un décalage des moments de maximum et de minimum. Grande influence La température de surface est affectée par son humidité et sa couverture végétale. Les températures maximales diurnes en surface peuvent atteindre +80°C ou plus. Les fluctuations journalières atteignent 40°. Leur ampleur dépend de la latitude du lieu, de la période de l'année, de la nébulosité, des propriétés thermiques de la surface, de sa couleur, de sa rugosité, du couvert végétal, ainsi que de l'exposition des pentes.
La variation annuelle de la température de la couche active est différente selon les latitudes. La température maximale aux latitudes moyennes et élevées est généralement observée en juin, la température minimale en janvier. Les amplitudes des fluctuations annuelles de la température de la couche active aux basses latitudes sont très faibles ; aux latitudes moyennes sur terre, elles atteignent 30°. Les variations annuelles des températures de surface aux latitudes tempérées et élevées sont fortement influencées par la couverture neigeuse.
Il faut du temps pour transférer la chaleur d'une couche à l'autre, et les moments d'apparition des températures maximales et minimales au cours de la journée sont retardés d'environ 3 heures tous les 10 cm. Si en surface température la plus élevéeétait d'environ 13 heures, à une profondeur de 10 cm, la température maximale se produira vers environ 16 heures et à une profondeur de 20 cm - environ 19 heures, etc. Avec le chauffage séquentiel des couches sous-jacentes par rapport aux couches sus-jacentes, chaque couche absorbe une certaine quantité de chaleur. Plus la couche est profonde, moins elle reçoit de chaleur et plus les fluctuations de température en son sein sont faibles. L'amplitude des fluctuations quotidiennes de température avec la profondeur diminue de 2 fois tous les 15 cm. Cela signifie que si en surface l'amplitude est de 16°, alors à une profondeur de 15 cm elle est de 8°, et à une profondeur de 30 cm elle est de 4°.
À une profondeur d’environ 1 m en moyenne, les fluctuations quotidiennes de la température du sol « s’éteignent ». La couche dans laquelle ces oscillations s'arrêtent pratiquement est appelée la couche température quotidienne constante.
Plus la période des fluctuations de température est longue, plus elles se propagent profondément. Aux latitudes moyennes, la couche de température annuelle constante est située à une profondeur de 19 à 20 m, aux hautes latitudes à une profondeur de 25 m. Aux latitudes tropicales, les amplitudes de température annuelles sont faibles et la couche d'amplitude annuelle constante est située à 25 m de profondeur. une profondeur de seulement 5 à 10 m. Les moments d'apparition des températures maximales au cours de l'année et des températures minimales sont retardés en moyenne de 20 à 30 jours par mètre. Ainsi, si la température la plus basse en surface a été observée en janvier, à 2 m de profondeur elle se produit début mars. Les observations montrent que la température dans la couche de température annuelle constante est proche de la température annuelle moyenne de l'air au-dessus de la surface.
L'eau, ayant une capacité thermique plus élevée et une conductivité thermique plus faible que la terre, se réchauffe plus lentement et libère de la chaleur plus lentement. Une partie des rayons du soleil tombant sur la surface de l'eau est absorbée par la couche supérieure et une partie d'entre eux pénètre à une profondeur considérable, chauffant directement certaines de ses couches.
La mobilité de l'eau rend possible le transfert de chaleur. En raison du mélange turbulent, le transfert de chaleur en profondeur se produit 1 000 à 10 000 fois plus rapide que par conduction thermique. Lorsque les couches superficielles d'eau refroidissent, une convection thermique se produit, accompagnée d'un mélange. Les fluctuations quotidiennes de température à la surface de l'océan aux hautes latitudes ne sont en moyenne que de 0,1°, aux latitudes tempérées - 0,4°, aux latitudes tropicales - 0,5°. La profondeur de pénétration de ces vibrations est de 15 à 20 m. Les amplitudes annuelles de température à la surface des océans varient de 1° aux latitudes équatoriales à 10,2° aux latitudes tempérées. Les fluctuations annuelles de température pénètrent jusqu'à une profondeur de 200 à 300 m. Les moments de température maximale dans les plans d'eau sont retardés par rapport à ceux de la terre. Le maximum se produit environ 15 à 16 heures, le minimum 2 à 3 heures après le lever du soleil.
Régime thermique de la couche inférieure de l'atmosphère.
L'air est chauffé principalement non pas directement par les rayons du soleil, mais par le transfert de chaleur par la surface sous-jacente (processus de rayonnement et de conductivité thermique). Le rôle le plus important dans le transfert de chaleur de la surface vers les couches sus-jacentes de la troposphère est joué par les turbulents échange de chaleur et transfert de chaleur latente de vaporisation. Le mouvement aléatoire des particules d'air provoqué par l'échauffement d'une surface sous-jacente inégalement chauffée est appelé turbulence thermique ou convection thermique.
Si, au lieu de petits vortex chaotiques en mouvement, de puissants mouvements d'air ascendants (thermiques) et descendants moins puissants commencent à prédominer, on parle de convection. ordonné. L'air chauffé à la surface se précipite vers le haut, transférant de la chaleur. La convection thermique ne peut se développer que tant que l'air a une température supérieure à la température du milieu dans lequel il s'élève (état instable de l'atmosphère). Si la température de l'air ascendant est égale à la température de son environnement, l'élévation s'arrêtera (état indifférent de l'atmosphère) ; si l'air devient plus froid que l'environnement, il commencera à descendre (état stable de l'atmosphère).
Avec le mouvement turbulent de l'air, de plus en plus de ses particules, en contact avec la surface, reçoivent de la chaleur et, s'élevant et se mélangeant, la cèdent à d'autres particules. La quantité de chaleur reçue par l'air depuis la surface par turbulence est 400 fois supérieure à la quantité de chaleur qu'il reçoit par rayonnement et par transfert par conduction thermique moléculaire - près de 500 000 fois. La chaleur est transférée de la surface à l'atmosphère avec l'humidité qui s'en évapore, puis libérée par le processus de condensation. Chaque gramme de vapeur d'eau contient 600 cal de chaleur latente de vaporisation.
Dans l'air ascendant, la température change en raison de adiabatique processus, c'est-à-dire sans échange thermique avec environnement, en raison de la conversion de l'énergie interne du gaz en travail et du travail en énergie interne. Puisque l’énergie interne est proportionnelle à la température absolue du gaz, un changement de température se produit. L'air ascendant se dilate, produit du travail qui dépense de l'énergie interne et sa température diminue. L'air descendant, au contraire, se comprime, l'énergie dépensée en expansion est libérée et la température de l'air augmente.
L'air sec ou contenant de la vapeur d'eau mais qui n'en est pas saturé, en montant, se refroidit de manière adiabatique de 1° tous les 100 m. L'air saturé de vapeur d'eau, en montant de 100 m, se refroidit de moins de 1°, car de la condensation se produit. dans celui-ci, accompagné de la chaleur dégagée, compensant partiellement la chaleur dépensée pour l'expansion.
Le degré de refroidissement de l'air saturé lorsqu'il s'élève à 100 m dépend de la température de l'air et de la pression atmosphérique et varie dans des limites significatives. L'air non saturé, en descendant, se réchauffe de 1° par 100 m, l'air saturé d'une quantité moindre, car il s'y produit une évaporation qui consomme de la chaleur. L'air saturé en montée perd généralement de l'humidité à cause des précipitations et devient insaturé. En descente, cet air se réchauffe de 1° tous les 100 m.
De ce fait, la diminution de température lors de la montée s'avère inférieure à son augmentation lors de la descente, et de l'air montant puis descendant au même niveau à la même pression aura différentes températures- la température finale sera supérieure à la température initiale. Ce processus est appelé pseudoadiabatique.
Étant donné que l'air est chauffé principalement à partir de la surface active, la température dans la couche inférieure de l'atmosphère diminue généralement avec l'altitude. Le gradient vertical de la troposphère est en moyenne de 0,6° par 100 m. Il est considéré comme positif si la température diminue avec l'altitude et négatif si elle augmente. Dans la couche d'air inférieure et superficielle (1,5 à 2 m), les gradients verticaux peuvent être très importants.
L’augmentation de la température avec l’altitude s’appelle inversion, et la couche d'air dans laquelle la température augmente avec l'altitude est couche d'inversion. Des couches d'inversion peuvent presque toujours être observées dans l'atmosphère. A la surface de la Terre, lorsqu'elle se refroidit fortement sous l'effet des radiations, inversion du rayonnement(inversion du rayonnement). Il apparaît lors des nuits claires d'été et peut couvrir une couche de plusieurs centaines de mètres. En hiver, par temps clair, l'inversion persiste plusieurs jours voire plusieurs semaines. Les inversions hivernales peuvent couvrir une couche allant jusqu'à 1,5 km.
L'inversion est renforcée par les conditions de relief : l'air froid s'écoule dans les dépressions et y stagne. De telles inversions sont appelées orographique. Des inversions puissantes appelées aventureux, se forment dans les cas où de l'air relativement chaud atteint une surface froide, refroidissant ses couches inférieures. Les inversions advectives du jour sont faiblement exprimées ; la nuit, elles sont intensifiées par le refroidissement radiatif. Au printemps, la formation de telles inversions est facilitée par le manteau neigeux qui n'a pas encore fondu.
Les gelées sont associées au phénomène d'inversion de température dans la couche d'air superficielle. Gel - une diminution de la température de l'air la nuit à 0° et en dessous à un moment où les températures moyennes quotidiennes sont supérieures à 0° (automne, printemps). Il se peut également que des gelées ne soient observées que sur le sol lorsque la température de l'air au-dessus de celui-ci est supérieure à zéro.
L'état thermique de l'atmosphère affecte la propagation de la lumière. Dans les cas où la température change fortement avec l'altitude (augmente ou diminue), mirages.
Le mirage est une image imaginaire d’un objet apparaissant au-dessus (mirage supérieur) ou en dessous (mirage inférieur). Les mirages latéraux sont moins courants (l'image apparaît de côté). La cause des mirages est la courbure de la trajectoire des rayons lumineux provenant d’un objet jusqu’à l’œil de l’observateur, du fait de leur réfraction à la limite de couches de densités différentes.
La variation journalière et annuelle de la température dans la couche inférieure de la troposphère jusqu'à 2 km d'altitude reflète généralement la variation de la température de surface. Avec l'éloignement de la surface, les amplitudes des fluctuations de température diminuent et les moments de maximum et de minimum sont retardés. Les fluctuations quotidiennes de la température de l'air en hiver sont perceptibles jusqu'à une hauteur de 0,5 km, en été jusqu'à 2 km.
L'amplitude des fluctuations quotidiennes de température diminue avec l'augmentation de la latitude. La plus grande amplitude quotidienne se situe aux latitudes subtropicales, la plus petite aux latitudes polaires. DANS latitudes tempérées les amplitudes quotidiennes sont différentes selon des moments différents année. Aux hautes latitudes, la plus grande amplitude quotidienne se situe au printemps et en automne, aux latitudes tempérées - en été.
La variation annuelle de la température de l'air dépend principalement de la latitude du lieu. De l'équateur aux pôles, l'amplitude annuelle des fluctuations de la température de l'air augmente.
Il existe quatre types de variations annuelles de température basées sur l’amplitude et le moment d’apparition des températures extrêmes.
Type équatorial caractérisé par deux maxima (après les équinoxes) et deux minima (après le solstice). L'amplitude au-dessus de l'océan est d'environ 1°, au-dessus de la terre jusqu'à 10°. La température est positive toute l'année.
Type tropical - un maximum (après solstice d'été) et un minimum (après solstice d'hiver). L'amplitude au-dessus de l'océan est d'environ 5°, sur terre - jusqu'à 20°. La température est positive toute l'année.
Type modéré - un maximum (dans l'hémisphère Nord sur terre en juillet, sur l'océan en août) et un minimum (dans l'hémisphère Nord sur terre en janvier, sur l'océan en février). Quatre saisons se distinguent clairement : chaude, froide et deux de transition. L'amplitude annuelle de la température augmente avec la latitude, ainsi qu'avec la distance à l'océan : sur la côte 10°, à l'écart de l'océan - jusqu'à 60° ou plus (à Iakoutsk - -62,5°). La température pendant la saison froide est négative.
Répartition de la température de l'air près de la surface sous-jacente.
Si la surface de la Terre était homogène et que l'atmosphère et l'hydrosphère étaient immobiles, la répartition de la chaleur sur la surface de la Terre serait déterminée uniquement par l'afflux de rayonnement solaire et la température de l'air diminuerait progressivement de l'équateur aux pôles, restant la même. à chaque parallèle (températures solaires). En effet, les températures annuelles moyennes de l'air sont déterminées par le bilan thermique et dépendent de la nature de la surface sous-jacente et des échanges thermiques inter-latitudinaux continus effectués par le mouvement de l'air et des eaux océaniques, et diffèrent donc significativement des températures solaires.
Les températures annuelles moyennes réelles de l'air à la surface de la Terre aux basses latitudes sont plus basses et aux hautes latitudes, au contraire, plus élevées que les températures solaires. Dans l’hémisphère sud, les températures annuelles moyennes réelles à toutes les latitudes sont inférieures à celles de l’hémisphère nord. La température moyenne de l'air à la surface de la Terre dans l'hémisphère nord est de +8°C en janvier, de +22°C en juillet ; au sud - en juillet +10°C, en janvier +17°C. Les amplitudes annuelles des fluctuations de la température de l'air, qui sont de 14° pour l'hémisphère nord et de seulement 7° pour l'hémisphère sud, indiquent que l'hémisphère sud est moins continental . La température annuelle moyenne de l'air à la surface de la Terre dans son ensemble est de +14°C.
Si nous marquons les températures moyennes annuelles ou mensuelles les plus élevées sur différents méridiens et les connectons, nous obtenons une ligne maximum thermique, aussi souvent appelé équateur thermique. Il est probablement plus correct de considérer l’équateur thermique comme le parallèle (cercle latitudinal) avec les températures moyennes normales les plus élevées de l’année ou de n’importe quel mois. L'équateur thermique ne coïncide pas avec l'équateur géographique et est « décalé » vers le nord. Au cours de l'année, il se déplace de 20° N. w. (en juillet) à 0° (en janvier). Il y a plusieurs raisons au déplacement de l'équateur thermique vers le nord : la prédominance des terres dans les latitudes tropicales de l'hémisphère nord, le pôle froid de l'Antarctique, et peut-être la durée de l'été (l'été de l'hémisphère sud est plus court ).
Zones thermiques.
Les isothermes sont considérées comme les limites des zones thermiques (température). Il existe sept zones thermiques :
ceinture chaude , située entre l'isotherme annuelle +20° des hémisphères nord et sud ; deux zones tempérées, limitées côté équateur par l'isotherme annuelle +20°, aux pôles par l'isotherme +10° du mois le plus chaud ;
Deux ceintures froides, situé entre l'isotherme + 10° et le mois le plus chaud ;
Deux ceintures de gel, située à proximité des pôles et limitée par l'isotherme 0° du mois le plus chaud. Dans l'hémisphère nord, il s'agit du Groenland et de l'espace proche du pôle nord ; dans l'hémisphère sud, il s'agit de la zone située à l'intérieur du parallèle 60° sud. w.
Les zones de température constituent la base des zones climatiques. Au sein de chaque zone, il existe une grande variété de températures selon la surface sous-jacente. Sur terre, l'influence du relief sur la température est très grande. Le changement de température avec l'altitude tous les 100 m n'est pas le même dans différentes zones de température. Le gradient vertical dans la couche kilométrique inférieure de la troposphère varie de 0° sur la surface des glaces de l'Antarctique à 0,8° en été sur les déserts tropicaux. Par conséquent, la méthode de normalisation des températures au niveau de la mer en utilisant un gradient moyen (6°/100 m) peut parfois conduire à des erreurs grossières. Les changements de température avec l'altitude sont à l'origine d'une zonation climatique verticale.
Régime thermique de l'atmosphèreTempérature locale
Le changement total de température dans l'enregistrementpoint géographique, selon les individus
les changements de conditions atmosphériques et d'advection sont appelés
changement local (local).
Toute station météo qui ne change pas
sa position à la surface de la terre, vous pouvez
être considéré comme tel.
Instruments météorologiques - thermomètres et
thermographes, fixes placés dans l'un ou l'autre
lieu, ce sont les changements locaux qui sont enregistrés
température de l'air.
Thermomètre sur une montgolfière volant au gré du vent et,
restant donc dans la même masse
air, montre une variation individuelle
températures dans cette masse.
Régime thermique de l'atmosphère
Répartition de la température de l'air dansl'espace et son changement dans le temps
État thermique de l'atmosphère
défini :
1. Échange thermique avec l’environnement
(avec la surface sous-jacente, voisine
masses d'air et espace extra-atmosphérique).
2. Processus adiabatiques
(associé aux changements de pression atmosphérique,
surtout lors d'un déplacement vertical)
3. Processus d'advection
(transfert d'air chaud ou froid, affectant la température dans
point donné)
Échange de chaleur
Chemins de transfert de chaleur1) Rayonnement
lors de l'absorption
rayonnement de l'air du Soleil et de la Terre
surfaces.
2) Conductivité thermique.
3) Évaporation ou condensation.
4) Formation ou fonte de glace et de neige.
Chemin de rayonnement du transfert de chaleur
1. Absorption directeil y a peu de rayonnement solaire dans la troposphère ;
cela peut entraîner une augmentation
température de l'air seulement
environ 0,5° par jour.
2. Un peu plus important
perte de chaleur de l'air par
rayonnement à ondes longues.
B = S + D + Ea – Rк – Rд – Eз, kW/m2
Où
S – rayonnement solaire direct activé
surface horizontale ;
D – rayonnement solaire diffusé sur
surface horizontale ;
Ea – contre-rayonnement de l'atmosphère ;
Rк et Rд - réfléchis par la surface sous-jacente
rayonnement à ondes courtes et longues ;
Eз – rayonnement à ondes longues du sous-jacent
surfaces.
Bilan radiatif de la surface sous-jacente
B = S + D + Ea– Rк – Rд – Eз, kW/m2En tenant compte :
Q = S + D C'est le rayonnement total ;
Rd est une très petite valeur et n'est généralement pas
prendre en considération;
Rк =Q *Aк, où A est l'albédo de surface ;
Eef = Ez – Ea
On obtient :
B = Q(1 –Ak) - Eef
Bilan thermique de la surface sous-jacente
B = Lt-g * Mn + Lz-g * Mk + Qa + Qp-poù Lt-g et Ll-g sont la chaleur spécifique de fusion
et vaporisation (condensation), respectivement ;
Mp et Mk sont les masses d'eau impliquées dans
transitions de phase correspondantes ;
Qа et Qп-п – flux de chaleur dans l’atmosphère et à travers
surface sous-jacente vers couches sous-jacentes
le sol ou l'eau.
surface et couche active
Température sous-jacentLa surface sous-jacente est
surface de la terre (sol, eau, neige et
etc.), en interaction avec l’atmosphère
en cours d'échange de chaleur et d'humidité.
La couche active est la couche de sol (incluant
végétation et couverture neigeuse) ou de l'eau,
participer aux échanges thermiques avec l'environnement,
à la profondeur de laquelle le quotidien et
fluctuations annuelles de température.
10. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Régime de température du sous-jacentsurface et couche active
Le rayonnement solaire pénètre dans le sol
jusqu'à une profondeur de dixièmes de mm,
est convertie en chaleur, qui
transmis aux couches sous-jacentes par
conductivité thermique moléculaire.
Dans l'eau, le rayonnement solaire pénètre
des profondeurs jusqu'à des dizaines de mètres, et transférer
la chaleur vers les couches sous-jacentes se produit dans
résultat de turbulents
en remuant, thermique
convection et évaporation
11. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Régime de température du sous-jacentsurface et couche active
Fluctuations de température quotidiennes
distribué:
dans l'eau – jusqu'à des dizaines de mètres,
dans le sol - moins d'un mètre
Variations annuelles de température
distribué:
dans l'eau – jusqu'à des centaines de mètres,
dans le sol - 10-20 mètres
12. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Régime de température du sous-jacentsurface et couche active
La chaleur qui remonte à la surface de l'eau pendant la journée et l'été pénètre
à une profondeur considérable et chauffe une grande épaisseur d'eau.
Température de la couche supérieure et de la surface de l'eau
cependant, il augmente légèrement.
Dans le sol, la chaleur entrante est distribuée dans les fines couches supérieures
couche qui devient alors très chaude.
La nuit et en hiver, l'eau perd de la chaleur de la couche superficielle, mais
En retour, elle provient de la chaleur accumulée dans les couches sous-jacentes.
La température à la surface de l’eau diminue donc
lentement.
À la surface du sol, la température baisse à mesure que la chaleur est libérée
rapide:
la chaleur accumulée dans la fine couche supérieure la quitte rapidement
sans réapprovisionnement par le bas.
13. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Régime de température du sous-jacentsurface et couche active
Pendant la journée et en été, la température à la surface du sol est supérieure à la température à la surface du sol.
surface de l'eau; plus faible la nuit et en hiver.
Les fluctuations de température quotidiennes et annuelles à la surface du sol sont plus importantes
D’ailleurs bien plus qu’à la surface de l’eau.
Pendant la saison chaude, la mare d'eau s'accumule en une couche assez épaisse
eau grand nombre chaleur dégagée dans l'atmosphère par temps froid
saison.
Pendant la saison chaude, le sol dégage la nuit la majeure partie de la chaleur.
qui en reçoit pendant la journée et en accumule peu en hiver.
Aux latitudes moyennes, pendant la moitié chaude de l'année, 1,5 à 3
kcal de chaleur par centimètre carré de surface.
Durant les périodes froides, le sol rejette cette chaleur dans l’atmosphère. Valeur ±1,5-3
kcal/cm2 par an est le renouvellement thermique annuel du sol.
Sous l'influence de l'enneigement et de la végétation en été, la saison annuelle
le renouvellement de la chaleur du sol diminue ; par exemple, près de Léningrad de 30 %.
Sous les tropiques, le renouvellement annuel de la chaleur est inférieur à celui des latitudes tempérées, car
les différences annuelles dans l'afflux de rayonnement solaire sont plus faibles.
14. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Régime de température du sous-jacentsurface et couche active
Le renouvellement thermique annuel des grandes étendues d'eau est d'environ 20
fois plus que le renouvellement annuel de la chaleur
sol.
La mer Baltique cède 52 à l'air par temps froid
kcal/cm2 et accumule la même quantité pendant la saison chaude.
Changement thermique annuel de la mer Noire ±48 kcal/cm2,
En raison de ces différences, la température de l'air au-dessus
la mer est plus basse en été et plus haute en hiver que sur terre.
15. Régime de température de la surface sous-jacente et de la couche active
Régime de température du sous-jacentsurface et couche active
Le terrain se réchauffe vite et vite
se refroidit.
L'eau chauffe lentement et lentement
se refroidit
(capacité thermique spécifique de l'eau en
3 à 4 fois plus de terre)
La végétation réduit l'amplitude
fluctuations de température quotidiennes
superficie du sol.
La couverture neigeuse protège le sol
perte de chaleur intense (sol en hiver
gèle moins)
16.
Le rôle principal dans la créationrégime de température de la troposphère
jeux d'échange de chaleur
l'air avec la surface de la terre
par conduction thermique
17. Processus affectant l'échange thermique atmosphérique
Processus affectant le transfert de chaleuratmosphère
1).Turbulences
(mélange
air désordonné
mouvement chaotique).
2).Thermique
convection
(transfert d'air en vertical
direction qui se produit lorsque
chauffage de la couche sous-jacente)
18. Changements de température de l'air
Changements de température de l'air1).
Périodique
2). Non périodique
Modifications non périodiques
température de l'air
Associé à l'advection des masses d'air
d'autres régions de la Terre
De tels changements sont fréquents et significatifs dans
latitudes tempérées,
ils sont associés aux cyclones
activités, en petit
échelle - avec les vents locaux.
19. Changements périodiques de la température de l'air
Les changements de température quotidiens et annuels sontcaractère périodique.
Changements quotidiens
La température de l'air change en
variation diurne suivant la température
la surface de la terre, d'où
l'air est chauffé
20. Variation quotidienne de température
Variation quotidienne de températureCourbes diurnes à long terme
les températures sont des courbes douces,
semblable aux sinusoïdes.
La climatologie considère
variation quotidienne de la température de l'air,
en moyenne sur une longue période.
21. à la surface du sol (1) et dans les airs à une hauteur de 2m (2). Moscou (MSU)
Variation journalière moyenne de la température de surfacesol (1) et
dans les airs à une hauteur de 2m (2). Moscou (MSU)
22. Variation de température moyenne journalière
Variation de température moyenne quotidienneLa température à la surface du sol présente une variation diurne.
Son minimum est observé environ une demi-heure après
lever du soleil.
À ce moment-là, le bilan radiatif de la surface du sol
devient égal à zéro - transfert de chaleur de la couche supérieure
le rayonnement efficace du sol est équilibré
afflux accru de rayonnement total.
L'échange thermique non radiatif est actuellement insignifiant.
23. Variation quotidienne moyenne de la température
Variation de température moyenne quotidienneLa température à la surface du sol augmente jusqu'à 13-14 heures,
lorsqu'il atteint son maximum quotidien.
Après cela, la température commence à baisser.
Le bilan radiatif de l'après-midi, cependant,
reste positif; cependant
transfert de chaleur pendant la journée de la couche supérieure du sol vers
l'atmosphère se produit non seulement grâce à l'efficacité
rayonnement, mais aussi par une conductivité thermique accrue, et
également avec une évaporation accrue de l'eau.
Le transfert de chaleur en profondeur dans le sol se poursuit également.
La température à la surface du sol baisse donc
de 13-14 heures jusqu'au minimum du matin.
24.
25. Température de surface du sol
Les températures maximales à la surface du sol sont généralement plus élevéesque dans les airs à la hauteur de la cabine météorologique. C'est compréhensible :
Pendant la journée, le rayonnement solaire chauffe d'abord le sol, puis
ça réchauffe l'air.
Dans la région de Moscou en été à la surface d'un sol nu
Des températures allant jusqu'à +55° sont observées, et dans les déserts - même jusqu'à +80°.
Les températures minimales nocturnes, au contraire, se situent à
la surface du sol est plus basse que dans l'air,
puisque, tout d’abord, le sol est refroidi efficacement
rayonnement et il refroidit l’air.
En hiver dans la région de Moscou, les températures nocturnes en surface (à cette heure
recouvert de neige) peut descendre en dessous de -50°, en été (sauf juillet) - jusqu'à zéro. Sur
la surface de neige à l'intérieur de l'Antarctique est même moyenne
La température mensuelle en juin est d'environ -70°, et dans certains cas elle peut
descendre à -90°.
26. Plage de température quotidienne
Plage de température quotidienneC'est la différence entre le maximum
et température minimale quotidienne.
Plage de température quotidienne
changements d'air :
selon les saisons de l'année,
par latitude,
selon le personnage
surface sous-jacente,
en fonction du terrain.
27. Changements dans l'amplitude de température quotidienne (Asut)
Changements1. En hiver, Asut est moins qu'en été
2. Avec une latitude croissante Un jour. décroissant :
à une latitude de 20 à 30°
à terre Un jour = 12° C
à 60° de latitude par jour. = 6°C
3. Espaces ouverts
caractérisé par un jour A plus grand. :
pour les steppes et les déserts, moyenne
Asut =15-20°C (jusqu'à 30°C),
28. Changements dans l'amplitude de température quotidienne (Asut)
Changementsamplitude de température quotidienne (Asut)
4. Proximité des bassins d'eau
réduit une journée.
5.Sur des reliefs convexes
(sommets et pentes des montagnes) Une journée. moins,
que dans la plaine
6. Dans des reliefs concaves
(bassins, vallées, ravins, etc. Et un jour c'est plus.
29. Influence de la couverture du sol sur la température de surface du sol
La couverture végétale réduit le refroidissement du sol la nuit.Le rayonnement nocturne provient principalement de
surface de la végétation elle-même, qui sera la plus
cool.
Le sol sous le couvert végétal retient une plus grande
température.
Cependant, pendant la journée, la végétation empêche les radiations
chauffer le sol.
Plage de température journalière sous couvert végétal,
ainsi réduite, et la température moyenne journalière
rétrogradé.
Ainsi, la couverture végétale refroidit généralement le sol.
DANS Région de Léningrad surface du sol sous le champ
les cultures peuvent être 15° plus froides pendant la journée que
sol en jachère. En moyenne, il fait plus froid par jour
sol nu à 6°, et même à une profondeur de 5-10 cm reste
la différence est de 3-4°.
30. Influence de la couverture du sol sur la température de surface du sol
La couverture neigeuse protège le sol des pertes de chaleur excessives en hiver.Le rayonnement provient de la surface de la couverture neigeuse elle-même et du sol situé en dessous.
reste plus chaud que le sol nu. Parallèlement, l'amplitude journalière
La température à la surface du sol sous la neige diminue fortement.
Dans la zone centrale du territoire européen de la Russie avec une couverture neigeuse de
40 à 50 cm, la température de la surface du sol en dessous est de 6 à 7° supérieure à celle
température du sol nu, et 10° supérieure à la température du
la surface de la couverture neigeuse elle-même.
Le gel hivernal du sol sous la neige atteint des profondeurs d'environ 40 cm, et sans
la neige peut s'étendre jusqu'à des profondeurs de plus de 100 cm.
Ainsi, la couverture végétale en été réduit la température à la surface du sol, et
l'enneigement en hiver, au contraire, l'augmente.
L'effet combiné du couvert végétal en été et hiver enneigé réduit
plage de température annuelle à la surface du sol ; cette diminution est
environ 10° par rapport au sol nu.
31. Répartition de la chaleur en profondeur dans le sol
Plus la densité et la teneur en humidité du sol sont élevées, plusmieux il conduit la chaleur, plus vite
se propager de plus en plus profondément
les fluctuations de température pénètrent.
Quel que soit le type de sol, la période d'oscillation
la température ne change pas avec la profondeur.
Cela signifie que non seulement en surface, mais aussi
en profondeur, il reste un cycle journalier d'une période de 24
heures entre deux heures consécutives
des hauts ou des bas
et un cycle annuel d'une période de 12 mois.
32. Répartition de la chaleur en profondeur dans le sol
Les amplitudes des oscillations diminuent avec la profondeur.Augmentation de la profondeur de la progression arithmétique
conduit à une diminution progressive de l’amplitude
géométrique.
Ainsi, si en surface l'amplitude journalière est de 30°, et
à une profondeur de 20 cm 5°, puis à une profondeur de 40 cm il sera plus étroit
moins de 1°.
À une profondeur relativement faible, le courant quotidien
l'amplitude diminue tellement qu'elle devient
presque égal à zéro.
A cette profondeur (environ 70-100 cm, dans différents cas
différent) la couche d'indemnité journalière constante commence
température.
33. Variation quotidienne de la température du sol à différentes profondeurs de 1 à 80 cm Pavlovsk, mai.
34. Fluctuations annuelles de température
L'amplitude des fluctuations annuelles de température diminue avecprofondeur.
Toutefois, les fluctuations annuelles s'étendent à une plus grande
profondeurs, ce qui est tout à fait compréhensible : pour leur répartition
il y a plus de temps.
Les amplitudes des fluctuations annuelles diminuent presque jusqu'à
zéro à une profondeur d'environ 30 m aux latitudes polaires,
environ 15-20 m aux latitudes moyennes,
environ 10 m sous les tropiques
(là où à la surface du sol les amplitudes annuelles sont plus faibles,
qu'aux latitudes moyennes).
A ces profondeurs commence la couche d'eau constante annuelle
température.
35.
Chronométrage des températures maximales et minimalesles cycles quotidiens et annuels sont en décalage avec la profondeur
proportionnellement à cela.
Cela est compréhensible, car la chaleur met du temps à se propager.
profondeur.
Extréma quotidiens pour chaque 10 cm de décalage de profondeur par
2,5 à 3,5 heures.
Cela signifie qu'à une profondeur de 50 cm par exemple, le maximum quotidien
observé après minuit.
Les hauts et les bas annuels sont décalés de 20 à 30 jours par
chaque mètre de profondeur.
Ainsi, à Kaliningrad, à une profondeur de 5 m, la température minimale est
observé non pas en janvier, comme à la surface du sol, mais en mai,
maximum - pas en juillet, mais en octobre
36. Variation annuelle de la température du sol à différentes profondeurs de 3 à 753 cm à Kaliningrad.
37. Répartition verticale de la température du sol à différentes saisons
En été, la température descend de la surface du sol vers les profondeurs.Il pousse en hiver.
Au printemps, il augmente d'abord puis diminue.
En automne, il diminue d'abord puis augmente.
Les changements de température du sol avec la profondeur au cours d'une journée ou d'une année peuvent être représentés par
en utilisant un tracé isoplèthe.
L'axe des abscisses indique le temps en heures ou en mois de l'année,
L'ordonnée est la profondeur du sol.
Chaque point du graphique correspond à un certain temps et à une certaine profondeur. Sur
Le graphique trace les valeurs moyennes de température à différentes profondeurs à différentes heures ou
mois.
Après avoir dessiné des isolignes reliant les points de températures égales,
par exemple, tous les degrés ou tous les 2 degrés, on obtient la famille
thermoisoplèthe.
À l'aide de ce graphique, vous pouvez déterminer la valeur de la température à tout moment de la journée.
ou le jour de l'année et pour n'importe quelle profondeur dans le graphique.
38. Isoplèthes de la variation annuelle de température du sol à Tbilissi
Isoplètes de la variation annuelle de température du sol enTbilissi
39. Variation journalière et annuelle de la température à la surface des réservoirs et dans les couches supérieures de l'eau
Le chauffage et le refroidissement se sont répandus dans les plans d'eau sur pluscouche plus épaisse que dans le sol, et en plus ayant une plus grande
capacité thermique que le sol.
En raison de ce changement de température à la surface de l'eau
très petit.
Leur amplitude est de l'ordre du dixième de degré : environ 0,1-
0,2° sous les latitudes tempérées,
environ 0,5° sous les tropiques.
Dans les mers du sud de l'URSS, l'amplitude de température journalière est plus grande :
1-2°;
à la surface des grands lacs des latitudes tempérées, il y en a encore plus :
2-5°.
Fluctuations quotidiennes de la température de l'eau à la surface de l'océan
avoir un maximum autour de 15-16 heures et un minimum après 2-3 heures
après le lever du soleil.
40. Variation journalière de la température à la surface de la mer (courbe pleine) et à une hauteur de 6 m dans l'air (courbe brisée) dans les régions tropicales.
atlantique41. Variations journalières et annuelles de température à la surface des réservoirs et dans les couches supérieures de l'eau
Amplitude annuelle des fluctuations de température de surfacel'océan est bien plus que quotidien.
Mais elle est inférieure à l’amplitude annuelle à la surface du sol.
Sous les tropiques, elle est d'environ 2-3°, à 40° N. w. environ 10°, et à 40° sud.
w. environ 5°.
Sur les mers intérieures et lacs profonds possible
des amplitudes annuelles nettement plus grandes - jusqu'à 20° ou plus.
Les fluctuations quotidiennes et annuelles se propagent dans l'eau
(aussi, bien sûr, avec un certain retard) à des profondeurs plus grandes que dans le sol.
Des fluctuations quotidiennes se produisent dans la mer à des profondeurs allant jusqu'à 15-
20 m ou plus et annuel - jusqu'à 150-400 m.
42. Variation quotidienne de la température de l'air à la surface de la Terre
La température de l’air change quotidiennementsuivant la température de la surface terrestre.
Puisque l'air est chauffé et refroidi par
surface de la terre, amplitude du cycle quotidien
la température dans la cabine météorologique est plus basse,
qu'à la surface du sol, en moyenne environ
d'un tiers.
43. Variation quotidienne de la température de l'air à la surface de la Terre
Une augmentation de la température de l'air commence par une augmentation detempérature du sol (15 minutes plus tard) le matin,
après le lever du soleil. A 13-14 heures la température du sol,
commence à diminuer.
À 14-15 heures, elle s'égalise avec la température de l'air ;
à partir de ce moment, avec une nouvelle baisse de température
La température du sol commence à baisser, tout comme la température de l’air.
Ainsi, le minimum dans la variation quotidienne de température
l'air près de la surface de la terre se produit pendant
peu après le lever du soleil,
et un maximum de 14 à 15 heures.
44. Variation quotidienne de la température de l'air à la surface de la Terre
La variation journalière de la température de l'air est tout à fait correcten'apparaît que dans des conditions de temps clair et stable.
Il semble encore plus naturel qu'en moyenne, d'un grand
nombre d'observations : courbes diurnes à long terme
températures - courbes douces semblables aux sinusoïdes.
Mais certains jours, la variation quotidienne de la température de l'air peut
avoir très tort.
Cela dépend des changements dans la couverture nuageuse, de l'évolution du rayonnement
conditions à la surface de la Terre, ainsi que de l'advection, c'est-à-dire de
afflux de masses d'air avec une température différente.
Pour ces raisons, la température minimale peut changer
même pendant la journée, et tout au plus la nuit.
La variation quotidienne de température peut disparaître complètement ou la courbe
les changements quotidiens prendront une forme complexe et irrégulière.
45. Variation quotidienne de la température de l'air à la surface de la Terre
Le cycle quotidien régulier est bloqué ou masquéchangements de température non périodiques.
Par exemple, à Helsinki, en janvier, il y a 24%
probabilité que la température maximale quotidienne
sera entre minuit et une heure du matin, et
seulement 13 % de chances qu'il tombe dessus
période de temps de 12 à 14 heures.
Même sous les tropiques, où les changements de température non périodiques sont plus faibles que sous les latitudes tempérées, le maximum
les températures surviennent l'après-midi
seulement dans 50% des cas.
46. Variation quotidienne de la température de l'air à la surface de la Terre
En climatologie, le cycle diurne est généralement considérétempérature de l’air moyenne sur une longue période.
Dans un tel cycle quotidien moyen, des changements non périodiques
les températures chutent plus ou moins uniformément à travers
toutes les heures de la journée s’annulent.
En conséquence, la courbe diurne à long terme a
caractère simple, proche de la sinusoïdale.
Par exemple, considérons la variation quotidienne de la température de l'air dans
Moscou en janvier et juillet, calculés sur la base de données à long terme
données.
La température moyenne à long terme a été calculée pour chaque heure
Jours de janvier ou juillet, puis selon la moyenne obtenue
les courbes à long terme ont été construites sur la base de valeurs horaires
cycle quotidien pour janvier et juillet.
47. Variation quotidienne de la température de l'air à Moscou en janvier et juillet. Les chiffres montrent les températures mensuelles moyennes en janvier et juillet.
48. Changements quotidiens de l'amplitude de la température de l'air
L'amplitude quotidienne de la température de l'air varie selon la saison,par latitude, mais aussi en fonction de la nature du sol et
terrain.
En hiver, elle est moindre qu'en été, tout comme l'amplitude
température de la surface sous-jacente.
Avec l'augmentation de la latitude, l'amplitude de température quotidienne
l'air diminue à mesure que la hauteur du soleil à midi diminue
au dessus de l'horizon.
Aux latitudes terrestres de 20 à 30°, la moyenne annuelle quotidienne
l'amplitude de température est d'environ 12°,
sous la latitude 60° environ 6°,
sous la latitude 70° seulement 3°.
Aux latitudes les plus élevées, là où le soleil ne se lève pas ou
arrive plusieurs jours de suite, cycle quotidien régulier
pas de température du tout.
49. Influence de la nature du sol et de la couverture du sol
Plus la plage de température quotidienne est grandesurface du sol, plus l'amplitude journalière est grande
température de l'air au-dessus.
Dans les steppes et les déserts, l'amplitude journalière moyenne
atteint 15-20°, parfois 30°.
Il est plus petit sur une couverture végétale abondante.
L'amplitude journalière est également affectée par la proximité de l'eau
bassins : dans les zones côtières, il est plus faible.
50. Influence du soulagement
Sur les terrains convexes (sur les sommets et surpentes des montagnes et des collines) plage de température quotidienne
l'air est réduit par rapport au terrain plat.
Dans des reliefs concaves (dans les vallées, ravins et vallons)
augmenté.
La raison en est que sur les reliefs convexes
l'air a une zone de contact réduite avec
surface sous-jacente et en est rapidement retiré, étant remplacé
de nouvelles masses d'air.
Dans les formes en relief concaves, l'air s'échauffe plus fortement à cause
surface et stagne davantage le jour et la nuit
se refroidit plus fortement et dévale les pentes. Mais dans l'étroit
gorges, où à la fois l'afflux de rayonnement et le rayonnement efficace
réduites, les amplitudes journalières sont plus petites que dans les larges
vallées
51. L'influence des mers et des océans
Petites amplitudes quotidiennes de température de surfaceles mers entraînent également de petites amplitudes quotidiennes
température de l'air au-dessus de la mer.
Toutefois, ces dernières restent supérieures à l'indemnité journalière
amplitudes à la surface de la mer elle-même.
Amplitudes journalières à la surface du large
mesuré seulement en dixièmes de degré;
mais dans la couche d'air inférieure au-dessus de l'océan, ils atteignent 1 -
1,5°),
et sur les mers intérieures et plus encore.
Les amplitudes de température dans l'air augmentent parce que
Ils subissent l'influence de l'advection des masses d'air.
L'absorption directe joue également un rôle.
rayonnement solaire des couches inférieures de l'air pendant la journée et
rayonnement d'eux la nuit.
52. Changement de l'amplitude de température quotidienne avec l'altitude
Les fluctuations quotidiennes de la température dans l'atmosphère s'étendent jusqu'àune couche plus épaisse que les fluctuations quotidiennes de l'océan.
A 300 m d'altitude au-dessus des terres, l'amplitude de la variation journalière de température
environ 50% de l'amplitude à la surface de la Terre, et les valeurs extrêmes
les températures surviennent 1,5 à 2 heures plus tard.
A 1 km d'altitude, l'amplitude de température journalière sur terre est de 1 à 2°,
à une altitude de 2-5 km 0,5-1°, et le maximum quotidien se déplace de
soirée.
Au-dessus de la mer, l'amplitude journalière de la température augmente légèrement avec
altitude dans les kilomètres inférieurs, mais reste toujours faible.
De petites fluctuations quotidiennes de température peuvent même être détectées
dans la haute troposphère et la basse stratosphère.
Mais là, ils sont déjà déterminés par les processus d'absorption et de rayonnement
rayonnement de l'air et non des influences de la surface terrestre.
53. Influence du terrain
En montagne, où l'influence de la surface sous-jacente est plus grande que suraltitudes correspondantes dans l'atmosphère libre, quotidiennement
l'amplitude diminue plus lentement avec la hauteur.
Sur certains sommets montagneux, à des altitudes de 3000 m et plus,
l'amplitude journalière peut encore être de 3-4°.
Sur les plateaux élevés et étendus, l'amplitude thermique journalière
air du même ordre qu'en plaine : rayonnement absorbé
et le rayonnement efficace ici sont grands, tout comme la surface
contact de l'air avec le sol.
Amplitude quotidienne de la température de l'air à la station Murghab le
Dans le Pamir, la moyenne annuelle est de 15,5°, tandis qu'à Tachkent elle est de 12°.
54.
55. Rayonnement de la surface terrestre
Couches supérieures de sol et d'eau, enneigéesle couvert et la végétation émettent eux-mêmes
rayonnement à ondes longues; ce terrestre
le rayonnement est souvent appelé intrinsèque
rayonnement de la surface terrestre.
56. Rayonnement de la surface terrestre
Températures absolues de la surface terrestresont compris entre 180 et 350°.
A ces températures, le rayonnement émis
se trouve pratiquement à l'intérieur
4-120 microns,
et le maximum de son énergie tombe sur les longueurs d'onde
10-15 microns.
Par conséquent, tout ce rayonnement
infrarouge, non perçu par l'œil.
57.
58. Rayonnement atmosphérique
L'atmosphère se réchauffe, absorbant à la fois le rayonnement solaire(bien que dans une proportion relativement faible, environ 15 % de son total
quantité arrivant sur Terre) et la sienne
rayonnement de la surface terrestre.
De plus, il reçoit de la chaleur de la surface terrestre
par conductivité thermique, ainsi que par évaporation et
condensation ultérieure de vapeur d'eau.
Lorsqu'elle est chauffée, l'atmosphère rayonne.
Tout comme la surface de la Terre, elle émet des émissions invisibles
rayonnement infrarouge dans approximativement la même plage
longueurs d'onde.
59. Contrer les radiations
La majeure partie (70 %) du rayonnement atmosphérique provientla surface de la terre, le reste va dans le monde
espace.
Le rayonnement atmosphérique arrivant à la surface de la Terre est appelé contre-rayonnement.
Contre car il est dirigé vers
propre rayonnement de la surface terrestre.
La surface de la Terre absorbe ce rayonnement venant en sens inverse
presque entièrement (90-99%). C'est ainsi
pour la surface de la Terre une source importante de chaleur dans
en plus du rayonnement solaire absorbé.
60. Contrer les radiations
Le contre-rayonnement augmente avec l'augmentation de la nébulosité,parce que les nuages eux-mêmes rayonnent fortement.
Pour les stations plates des latitudes tempérées, la moyenne
intensité du contre-rayonnement (pour chaque
centimètre carré de surface terrestre horizontale
surfaces en une minute)
environ 0,3-0,4 calories,
dans les stations de montagne - environ 0,1-0,2 cal.
Il s'agit d'une diminution du contre-rayonnement avec l'altitude
expliqué par une diminution de la teneur en vapeur d’eau.
Le plus grand contre-rayonnement se situe à l'équateur, où
l'atmosphère est la plus chaude et la plus riche en vapeur d'eau.
A l'équateur 0,5-0,6 cal/cm2 min en moyenne,
Aux latitudes polaires jusqu'à 0,3 cal/cm2 min.
61. Contrer les radiations
La principale substance de l'atmosphère qui absorberayonnement terrestre et envoi de contre-rayonnement
le rayonnement est de la vapeur d’eau.
Il absorbe dans une large mesure le rayonnement infrarouge
plage spectrale - de 4,5 à 80 microns, à l'exception de
intervalle compris entre 8,5 et 11 microns.
À teneur moyenne en vapeur d'eau dans l'atmosphère
rayonnement avec des longueurs d'onde de 5,5 à 7,0 microns et plus
presque complètement absorbé.
Uniquement dans la plage de rayonnement terrestre de 8,5 à 11 microns
traverse l’atmosphère jusqu’à l’espace.
62.
63.
64. Rayonnement efficace
Le contre-rayonnement est toujours un peu inférieur à celui terrestre.La nuit, lorsqu'il n'y a pas de rayonnement solaire, il atteint la surface de la Terre.
seulement contrer le rayonnement.
La surface de la Terre perd de la chaleur en raison de la différence positive entre
propre et contre-radiation.
La différence entre le propre rayonnement de la Terre
rayonnement de surface et contre-rayonnement de l'atmosphère
appelé rayonnement efficace
65. Rayonnement efficace
Un rayonnement efficace estperte nette d'énergie rayonnante, et
donc la chaleur de la surface de la terre
la nuit
66. Rayonnement efficace
Avec une nébulosité croissante, une augmentationcontre-rayonnement, rayonnement efficace
diminue.
Par temps nuageux, rayonnement efficace
beaucoup moins que par temps clair ;
Par temps nuageux, moins la nuit
refroidissement de la surface terrestre.
67. Rayonnement efficace
Un rayonnement efficace, bien sûr,existe également pendant la journée.
Mais pendant la journée, il se chevauche ou partiellement
compensé par l'énergie solaire absorbée
radiation. Donc la surface de la Terre
il fait plus chaud le jour que la nuit, ce qui fait que,
en passant, et un rayonnement efficace
plus pendant la journée.
68. Rayonnement efficace
Absorber le rayonnement terrestre et envoyer un contre-rayonnementrayonnement à la surface de la terre, atmosphère
réduit le plus le refroidissement de ce dernier en
la nuit.
Pendant la journée, cela n’empêche pas la terre de se réchauffer.
surfaces par le rayonnement solaire.
C'est l'influence de l'atmosphère sur le régime thermique de la Terre
la surface s'appelle l'effet de serre
en raison de l'analogie externe avec l'action des lunettes
serres.
69. Rayonnement efficace
En général, la surface de la Terre est en moyenneles latitudes perdent leur efficacité
le rayonnement est environ la moitié de celui
la quantité de chaleur qu'il reçoit
du rayonnement absorbé.
70. Bilan radiatif de la surface de la Terre
La différence entre le rayonnement absorbé et le bilan radiatif de la surface terrestre. En présence de couverture neigeuse, le bilan radiatif.va aux valeurs positives uniquement en hauteur
le soleil est à environ 20-25°, car avec un gros albédo de neige
son absorption du rayonnement total est faible.
Pendant la journée, le bilan radiatif augmente avec l'altitude
soleil et diminue avec sa diminution.
La nuit, quand il n'y a pas de rayonnement total,
le bilan radiatif négatif est égal à
rayonnement efficace
et change donc peu pendant la nuit, à moins que
Les conditions nuageuses restent les mêmes.
76. Bilan radiatif de la surface de la Terre
Moyennes de midibilan radiatif à Moscou :
en été par ciel dégagé - 0,51 kW/m2,
en hiver par temps clair – 0,03 kW/m2
en été dans des conditions moyennes
nébulosité – 0,3 kW/m2,
en hiver dans des conditions moyennes
nébulosité – environ 0 kW/m2.
77.
78.
79. Bilan radiatif de la surface de la Terre
Le bilan radiatif est déterminé par un balancemètre.Il contient une plaque réceptrice noircie
dirigé vers le ciel,
et l'autre - jusqu'à la surface de la terre.
La différence de chauffage des plaques permet
déterminer la valeur du bilan radiatif.
La nuit, elle est égale à la valeur efficace
radiation.
80. Rayonnement dans l’espace
La majeure partie du rayonnement provenant de la surface de la Terreabsorbée dans l'atmosphère.
Ce n'est que dans la plage de longueurs d'onde de 8,5 à 11 μm qu'il traverse
l'atmosphère dans l'espace.
Ce montant sortant ne représente que 10 % de
afflux de rayonnement solaire à la limite de l’atmosphère.
Mais en plus, l’atmosphère elle-même rayonne dans le monde
espace environ 55 % de l’énergie entrante
le rayonnement solaire,
c'est-à-dire plusieurs fois plus grand que la surface de la Terre.
81. Rayonnement dans l’espace
Le rayonnement des couches inférieures de l’atmosphère est absorbé parses couches sus-jacentes.
Mais, à mesure que l'on s'éloigne de la surface terrestre, le contenu
la vapeur d'eau, principal absorbeur de rayonnement,
diminue et une couche d'air de plus en plus épaisse est nécessaire,
pour absorber le rayonnement provenant de
couches sous-jacentes.
A partir d'une certaine hauteur de vapeur d'eau en général
pas assez pour absorber tout le rayonnement,
venant d'en bas, et de ces couches supérieures une partie
le rayonnement atmosphérique entrera dans le monde
espace.
Les calculs montrent que les plus fortement émetteurs
Dans l'espace, les couches de l'atmosphère se situent à des altitudes de 6 à 10 km.
82. Rayonnement dans l'espace
Rayonnement à ondes longues provenant de la surface de la Terre etl'atmosphère qui s'échappe dans l'espace s'appelle
rayonnement sortant.
C'est environ 65 unités, si on prend 100 unités
afflux de rayonnement solaire dans l’atmosphère. Avec
solaire à ondes courtes réfléchi et diffusé
rayonnement qui dépasse l'atmosphère dans
quantité d'environ 35 unités (albédo planétaire de la Terre),
ce rayonnement sortant compense l'afflux de lumière solaire
rayonnement vers la Terre.
Ainsi, la Terre, avec l'atmosphère, perd
la même quantité de rayonnement qu'il reçoit, c'est-à-dire
est dans un état de radiant (radiatif)
équilibre.
83. Bilan radiatif
Qincoming = Q sortantQincoming = I*Sprojections*(1-A)
σ
1/4
T =
Consommation Q= Sol* *T4
T=
0
252 Ko
84. Constantes physiques
I – Constante solaire - 1378 W/m2R(Terre) – 6367 km.
A – l’albédo moyen de la Terre est de 0,33.
Σ – Constante de Stefan-Boltzmann -5,67*10 -8
W/m2K4
Régime thermique de la surface terrestre. Le rayonnement solaire arrivant sur la Terre réchauffe principalement sa surface. L’état thermique de la surface terrestre est donc la principale source de chauffage et de refroidissement des couches inférieures de l’atmosphère.
Les conditions de chauffage de la surface terrestre dépendent de sa propriétés physiques. Tout d’abord, il existe de fortes différences dans le chauffage de la surface de la terre et de l’eau. Sur terre, la chaleur se propage en profondeur principalement grâce à une conductivité thermique moléculaire inefficace. Les fluctuations quotidiennes de température à la surface du sol ne s'étendent donc que jusqu'à une profondeur de 1 moi, et annuel - jusqu'à 10-20 m.À la surface de l’eau, la température se propage en profondeur principalement par le mélange des masses d’eau ; la conductivité thermique moléculaire est négligeable. De plus, la pénétration plus profonde du rayonnement dans l'eau joue ici un rôle, ainsi que la capacité thermique plus élevée de l'eau par rapport à la terre. Par conséquent, les fluctuations de température quotidiennes et annuelles s'étendent à de plus grandes profondeurs dans l'eau que sur terre : quotidiennes - jusqu'à des dizaines de mètres, annuelles - jusqu'à des centaines de mètres. En conséquence, la chaleur qui va et vient à la surface de la Terre est répartie dans une couche de terre plus mince que la surface de l'eau. Cela signifie que les fluctuations de température quotidiennes et annuelles à la surface des terres devraient être beaucoup plus importantes qu'à la surface de l'eau. Étant donné que l'air est chauffé à partir de la surface de la Terre, avec la même valeur de rayonnement solaire en été et pendant la journée, la température de l'air au-dessus de la terre sera plus élevée qu'au-dessus de la mer, et vice versa en hiver et la nuit.
L'hétérogénéité de la surface du sol affecte également les conditions de son chauffage. La couverture végétale évite un fort échauffement du sol pendant la journée et réduit son refroidissement la nuit. La couverture neigeuse protège le sol des pertes de chaleur excessives en hiver. Les amplitudes journalières de température sous le couvert végétal seront ainsi réduites. L’effet combiné du couvert végétal en été et de la couverture neigeuse en hiver réduit l’amplitude annuelle des températures par rapport à la surface nue.
Les limites extrêmes de la fluctuation de la température à la surface des terres sont les suivantes. Dans les déserts des régions subtropicales, la température peut monter jusqu'à +80° ; sur la surface enneigée de l'Antarctique, elle peut descendre jusqu'à -90°.
A la surface de l'eau, les moments de température maximale et minimale dans le cycle quotidien et annuel sont décalés par rapport à la terre. Le maximum quotidien se produit vers 15-16 heure, au moins dans 2-3 heure après le lever du soleil. La température annuelle maximale de la surface de l'océan se produit dans l'hémisphère nord en août et le minimum annuel se produit en février. La température maximale observée à la surface des océans est d'environ 27°, celle des bassins d'eaux intérieures est de 45° ; la température minimale est respectivement de -2 et -13°.
Régime thermique de l'atmosphère.Les changements de température de l'air sont déterminés par plusieurs raisons : le rayonnement solaire et terrestre, la conductivité thermique moléculaire, l'évaporation et la condensation de la vapeur d'eau, les changements adiabatiques et le transfert de chaleur avec la masse d'air.
Pour les couches inférieures de l'atmosphère, l'absorption directe du rayonnement solaire a peu d'importance ; leur absorption du rayonnement terrestre à ondes longues est beaucoup plus importante. La conductivité thermique moléculaire chauffe l'air directement adjacent à la surface de la Terre. Lorsque l'eau s'évapore, de la chaleur est consommée, et donc l'air se refroidit ; lorsque la vapeur d'eau se condense, de la chaleur est libérée et l'air se réchauffe.
A une grande influence sur la répartition de la température de l'air changement adiabatique c'est-à-dire un changement de température sans échange thermique avec l'air ambiant. L'air ascendant se dilate ; le travail est consacré à l'expansion, ce qui entraîne une diminution de la température. Lorsque l’air descend, le processus inverse se produit. L'air sec ou non saturé en vapeur d'eau est refroidi de manière adiabatique tous les 100 m augmenter de 1°. L'air saturé de vapeur d'eau se refroidit en s'élevant moins (en moyenne de 0°,6 pour 100 m monter), puisque dans ce cas il se produit une condensation de vapeur d'eau, qui s'accompagne d'un dégagement de chaleur.
Le transfert de chaleur avec la masse d'air a une influence particulièrement importante sur le régime thermique de l'atmosphère. En raison de la circulation générale de l'atmosphère, des mouvements verticaux et horizontaux des masses d'air se produisent tout le temps, capturant toute l'épaisseur de la troposphère et pénétrant même dans la basse stratosphère. Le premier s'appelle convection, deuxième - advection. Ce sont les principaux processus qui déterminent la répartition réelle de la température de l’air à la surface de la terre et de la mer et à différentes altitudes. Les processus adiabatiques ne sont qu'une conséquence physique des changements de température de l'air se déplaçant selon les lois de la circulation atmosphérique. Le rôle du transfert de chaleur ainsi que de la masse d'air peut être jugé par le fait que la quantité de chaleur reçue par l'air à la suite de la convection est 4 000 fois supérieure à la chaleur reçue par le rayonnement de la surface de la Terre et 500 000 fois supérieure.
que la chaleur obtenue par conduction thermique moléculaire. D'après l'équation d'état des gaz, la température devrait diminuer avec l'altitude. Cependant, dans des conditions particulières de chauffage et de refroidissement de l'air, la température peut augmenter avec l'altitude. Ce phénomène est appelé inversion de température. L'inversion se produit lorsque la surface de la Terre est fortement refroidie en raison du rayonnement, lorsque l'air froid s'écoule dans les dépressions et lorsque l'air descend dans une atmosphère libre, c'est-à-dire au-dessus du niveau de friction. Inversions de température jouent un rôle important dans la circulation atmosphérique et affectent le temps et le climat. La variation journalière et annuelle de la température de l'air dépend de la variation du rayonnement solaire. Cependant, l'apparition des températures maximales et minimales est en retard par rapport au maximum et au minimum du rayonnement solaire. Après midi, l'apport de chaleur du Soleil commence à diminuer, mais la température de l'air continue d'augmenter pendant un certain temps, car la perte de rayonnement solaire est compensée par l'émission de chaleur de la surface de la Terre. La nuit, la baisse de température se poursuit jusqu'au lever du soleil en raison du rayonnement thermique terrestre (Fig. 11). Un schéma similaire s’applique à la variation annuelle de la température. L'amplitude des fluctuations de la température de l'air est inférieure à celle de la surface de la Terre, et avec l'éloignement de la surface, l'amplitude des fluctuations diminue naturellement et les moments de température maximale et minimale deviennent de plus en plus retardés. L'ampleur des fluctuations quotidiennes de température diminue avec l'augmentation de la latitude et avec l'augmentation de la nébulosité et des précipitations. À la surface de l’eau, l’amplitude est beaucoup plus faible qu’à la surface de la terre.
Si la surface de la Terre était homogène et que l'atmosphère et l'hydrosphère étaient stationnaires, alors la répartition de la chaleur sur la surface serait déterminée uniquement par l'afflux de rayonnement solaire, et la température de l'air diminuerait progressivement de l'équateur aux pôles, restant la pareil à chaque parallèle. Cette température est appelée solaire.
Les températures réelles dépendent de la nature de la surface et des échanges thermiques inter-latitudinaux et diffèrent considérablement des températures solaires. Les températures annuelles moyennes à différentes latitudes, en degrés, sont indiquées dans le tableau. 1.
Une représentation visuelle de la répartition de la température de l'air à la surface de la Terre est représentée par des cartes d'isothermes - des lignes reliant des points avec les mêmes températures (Fig. 12, 13).
Comme le montrent les cartes, les isothermes s'écartent fortement des parallèles, ce qui s'explique par plusieurs raisons : chauffage inégal de la terre et de la mer, présence de courants marins chauds et froids, influence de la circulation générale de l'atmosphère (par exemple exemple, transport vers l'ouest dans les latitudes tempérées), l'influence du relief (effet de barrière sur le mouvement de l'air des systèmes montagneux, accumulation d'air froid dans les bassins intermontagnards, etc.), l'ampleur de l'albédo (par exemple, le grand albédo de la neige -surface glacée de l'Antarctique et du Groenland).
La température maximale absolue de l'air sur Terre est observée en Afrique (Tripoli) - environ +58°. Le minimum absolu a été enregistré en Antarctique (-88°).
Sur la base de la répartition des isothermes, des zones thermiques sont identifiées à la surface de la Terre. Les tropiques et les cercles polaires, qui délimitent les zones de changement brusque du régime d'éclairement (voir chapitre 1), sont, en première approximation, les limites du changement de régime thermique. Étant donné que les températures réelles de l’air diffèrent des températures solaires, les isothermes caractéristiques sont considérées comme des zones thermiques. Ces isothermes sont : 20° annuel (la limite des saisons prononcées de l'année et une faible amplitude de température), le mois le plus chaud 10° (la limite de la forêt) et le mois le plus chaud 0° (la limite du gel éternel).
Entre les isothermes annuels de 20° des deux hémisphères se trouve une zone chaude, entre l'isotherme annuel de 20° et l'isotherme du
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Son ampleur et son évolution sur la surface directement chauffée par les rayons du soleil. Lorsqu'elle est chauffée, cette surface transfère de la chaleur (dans la gamme des ondes longues) à la fois aux couches sous-jacentes et à l'atmosphère. La surface elle-même est appelée surface active.
La valeur maximale de tous les éléments du bilan thermique est observée vers midi. L'exception est l'échange thermique maximal dans le sol, qui se produit le matin. Les amplitudes maximales de variation journalière des composantes du bilan thermique sont observées en été, les minimales en hiver.
Dans la variation diurne de la température de surface, sèche et dépourvue de végétation, par temps clair, le maximum se produit après 14 heures, et le minimum se situe autour de l'heure du lever du soleil. La nébulosité peut perturber les températures quotidiennes, provoquant un changement des valeurs maximales et minimales. L'humidité de la surface et la végétation ont une grande influence sur l'évolution de la température.
Les températures diurnes maximales en surface peuvent être de +80 °C ou plus. Les fluctuations quotidiennes atteignent 40 degrés. L'ampleur des valeurs extrêmes et des amplitudes de température dépend de la latitude du lieu, de la période de l'année, de la nébulosité, des propriétés thermiques de la surface, de sa couleur, de sa rugosité, de la nature du couvert végétal et de l'orientation de la pente (exposition).
La propagation de la chaleur depuis la surface active dépend de la composition du substrat sous-jacent et sera déterminée par sa capacité thermique et sa conductivité thermique. À la surface des continents, le substrat sous-jacent est le sol, dans les océans (mer), c'est l'eau.
Les sols ont généralement une capacité thermique inférieure à celle de l’eau et une plus grande conductivité thermique. Par conséquent, ils chauffent et refroidissent plus rapidement que l’eau.
Il faut du temps pour transférer la chaleur d'une couche à l'autre, et les moments d'apparition des valeurs de température maximale et minimale au cours de la journée sont retardés d'environ 3 heures tous les 10 cm. Plus la couche est profonde, moins elle reçoit de chaleur et plus les fluctuations de température sont faibles. L'amplitude des fluctuations quotidiennes de température avec la profondeur diminue de 2 fois tous les 15 cm. À une profondeur d’environ 1 m en moyenne, les fluctuations quotidiennes de la température du sol « s’éteignent ». La couche dans laquelle ils s'arrêtent s'appelle couche de température quotidienne constante.
Plus la période des fluctuations de température est longue, plus elles se propagent profondément. Ainsi, aux latitudes moyennes, la couche de température annuelle constante est située à une profondeur de 19 à 20 m, aux hautes latitudes - à une profondeur de 25 m et aux latitudes tropicales, où les amplitudes de température annuelles sont faibles - à une profondeur de 5-10 m. Les moments d'apparition des températures maximales et minimales au cours des années sont retardés en moyenne de 20 à 30 jours par mètre.
La température dans la couche de température annuelle constante est proche de la température annuelle moyenne de l'air au-dessus de la surface.
