La température maximale de la surface du sol est observée pendant environ heures. Sujet : régime de température du sol

Variation journalière et annuelle de la température de surface du sol

Le nom du paramètre	Signification
Sujet de l'article :	Variation journalière et annuelle de la température de surface du sol
Rubrique (catégorie thématique)	Géographie

La variation de la température à la surface du sol au cours de la journée est appelée variation diurne. L'évolution quotidienne de la surface du sol, en moyenne sur plusieurs jours, est constituée de fluctuations périodiques avec un maximum et un minimum.

Le minimum est observé avant le lever du soleil, lorsque le bilan radiatif est négatif et que l'échange de chaleur non radiatif entre la surface et les couches de sol et d'air adjacentes est négligeable.

Au fur et à mesure que le soleil se lève, la température de la surface du sol augmente et atteint un maximum vers 13h00. De plus, sa diminution commence, bien que le bilan radiatif soit toujours positif. Cela s'explique par le fait qu'après 13h00, le transfert de chaleur de la surface du sol vers l'air augmente en raison des turbulences et de l'évaporation.

La différence entre les températures maximale et minimale du sol par jour est appelée l'amplitude cours quotidien. Elle est influencée par un certain nombre de facteurs

1. Période de l'année. En été, l'amplitude est la plus grande, et en hiver elle est la plus petite ;

2. Latitude du lieu. Puisque l'amplitude est liée à la hauteur du soleil, elle diminue avec l'augmentation de la latitude du lieu ;

3. Nuageux. Par temps nuageux, l'amplitude est moindre ;

4. Capacité calorifique et conductivité thermique du sol. L'amplitude est inversement proportionnelle à la capacité calorifique du sol. Par exemple, une roche granitique a une bonne conductivité thermique et la chaleur y est bien transférée en profondeur. De ce fait, l'amplitude des fluctuations journalières de la surface granitique est faible. Le sol sablonneux a une conductivité thermique inférieure à celle du granit, de sorte que l'amplitude de la variation de température de la surface sableuse est environ 1,5 fois supérieure à celle du granit ;

5. Couleur du sol. L'amplitude des sols sombres est bien supérieure à celle des sols clairs, puisque la capacité d'absorption et d'émission des sols sombres est plus grande ;

6. Végétation et enneigement. Le couvert végétal réduit l'amplitude, car il empêche le réchauffement du sol par les rayons du soleil. L'amplitude n'est pas très grande même avec un enneigement, car du fait du grand albédo, la surface de la neige se réchauffe peu ;

7. Exposition des pistes. Les pentes sud des collines se réchauffent plus fortement que celles du nord, et celles de l'ouest plus que celles de l'est, d'où l'amplitude des surfaces sud et ouest des collines est plus grande.

Variation annuelle de la température de surface du sol

La variation annuelle, comme la variation diurne, est liée à l'entrée et à la sortie de chaleur et est déterminée principalement par des facteurs de rayonnement. Le moyen le plus pratique de suivre ce cours consiste à utiliser les valeurs mensuelles moyennes de la température du sol.

Dans l'hémisphère nord, les températures mensuelles moyennes maximales à la surface du sol sont observées en juillet-août et les minimales en janvier-février.

La différence entre les températures mensuelles moyennes les plus élevées et les plus basses sur une année est appelée l'amplitude de la variation annuelle de la température du sol. Elle dépend le plus de la latitude du lieu ˸ aux latitudes polaires, l'amplitude est la plus grande.

Les fluctuations quotidiennes et annuelles de la température de surface du sol se sont progressivement propagées à ses couches profondes. La couche de sol ou d'eau qui subit des fluctuations quotidiennes et annuelles de température est appelée actif.

La propagation des fluctuations de température en profondeur dans le sol est décrite par trois lois de Fourier

Variation journalière et annuelle de la température de surface du sol - concept et types. Classification et caractéristiques de la catégorie "Variation quotidienne et annuelle de la température de surface du sol" 2015, 2017-2018.

La variation quotidienne de la température de l'air près de la surface de la terre

1. La température de l'air change au cours de la journée en fonction de la température de la surface de la terre. Étant donné que l'air est chauffé et refroidi à partir de la surface de la terre, l'amplitude de la variation de température quotidienne dans la cabine météorologique est inférieure à celle à la surface du sol, en moyenne d'environ un tiers. Au-dessus de la surface de la mer, les conditions sont plus compliquées, comme nous le verrons plus loin.

La montée de la température de l'air commence avec la montée de la température du sol (15 minutes plus tard) le matin, après le lever du soleil. À 13-14 heures, la température du sol, comme nous le savons, commence à baisser. À 14-15 heures, la température de l'air commence également à baisser. Ainsi, le minimum dans le cours quotidien de la température de l'air près de la surface de la terre tombe peu de temps après le lever du soleil, et le maximum - à 14-15 heures.

La variation diurne de la température de l'air ne se manifeste assez correctement que dans des conditions de temps clair stable. Elle semble encore plus régulière en moyenne à partir d'un grand nombre d'observations : les courbes à long terme de la variation journalière de la température sont des courbes lisses semblables à des sinusoïdes.

Mais certains jours, l'évolution quotidienne de la température de l'air peut être très erronée. Cela dépend des changements de nébulosité qui modifient les conditions de rayonnement à la surface de la terre, ainsi que de l'advection, c'est-à-dire de l'afflux de masses d'air de température différente. À la suite de ces raisons, la température minimale peut se déplacer même vers les heures de jour, et le maximum - vers la nuit. La variation diurne de la température peut disparaître complètement, ou la courbe de variation diurne peut prendre une forme complexe. En d'autres termes, la variation diurne régulière est bloquée ou masquée par des changements de température non périodiques. Par exemple, à Helsinki en janvier, avec une probabilité de 24%, la température maximale quotidienne tombe entre minuit et une heure du matin, et seulement dans 13% elle se produit entre 12 et 14 heures.

Même sous les tropiques, où les changements de température non périodiques sont plus faibles que sous les latitudes tempérées, la température maximale ne se produit l'après-midi que dans 50% des cas.

En climatologie, on considère généralement l'évolution quotidienne de la température de l'air, moyennée sur une longue période. Dans une telle évolution diurne moyennée, les changements de température non périodiques, qui se produisent plus ou moins uniformément à toutes les heures de la journée, s'annulent. De ce fait, la courbe à long terme de la variation diurne a un caractère simple, proche de sinusoïdal.
Par exemple, nous présentons sur la Fig. 22 évolution quotidienne de la température de l'air à Moscou en janvier et juillet, calculée à partir de données à long terme. La température moyenne à long terme a été calculée pour chaque heure d'un jour de janvier ou de juillet, puis, sur la base des valeurs horaires moyennes obtenues, des courbes à long terme de la variation quotidienne pour janvier et juillet ont été construites.

Riz. 22. Variation quotidienne de la température de l'air en janvier (1) et juillet (2). Moscou. La température mensuelle moyenne est de 18,5 °С pour juillet, -10 "С pour janvier.

2. L'amplitude quotidienne de la température de l'air dépend de nombreuses influences. Tout d'abord, elle est déterminée par l'amplitude journalière de la température à la surface du sol : plus l'amplitude à la surface du sol est grande, plus elle est importante dans l'air. Mais l'amplitude quotidienne de la température à la surface du sol dépend principalement de la nébulosité. Par conséquent, l'amplitude quotidienne de la température de l'air est étroitement liée à la nébulosité : par temps clair, elle est beaucoup plus importante que par temps nuageux. Ceci est clairement visible sur la Fig. 23, qui montre l'évolution quotidienne de la température de l'air à Pavlovsk (près de Leningrad), en moyenne pour tous les jours de la saison estivale et séparément pour les jours clairs et nuageux.

L'amplitude quotidienne de la température de l'air varie également selon les saisons, selon la latitude, et aussi selon la nature du sol et du terrain. En hiver, elle est plus faible qu'en été, tout comme l'amplitude de température de la surface sous-jacente.

Avec l'augmentation de la latitude, l'amplitude quotidienne de la température de l'air diminue, à mesure que la hauteur du soleil à midi au-dessus de l'horizon diminue. Sous des latitudes de 20-30° sur terre, l'amplitude moyenne journalière de la température pour l'année est d'environ 12°C, sous une latitude de 60° d'environ 6°C, sous une latitude de 70° de seulement 3°C. Aux latitudes les plus élevées, où le soleil ne se lève ou ne se couche pas pendant plusieurs jours de suite, il n'y a aucune variation régulière de température diurne.

La nature du sol et de la couverture du sol importe également. Plus l'amplitude quotidienne de la température de la surface du sol elle-même est grande, plus l'amplitude quotidienne de la température de l'air au-dessus d'elle est grande. Dans les steppes et les déserts, l'amplitude journalière moyenne

Là, il atteint 15-20 °С, parfois 30 °С. Au-dessus d'un couvert végétal dense, il est plus petit. La proximité des bassins versants affecte également l'amplitude diurne : elle est moindre dans les zones côtières.

Riz. 23. Variation quotidienne de la température de l'air à Pavlovsk en fonction de la couverture nuageuse. 1 - jours clairs, 2 - jours nuageux, 3 - tous les jours.

Sur les reliefs convexes (sur les sommets et les pentes des montagnes et des collines), l'amplitude quotidienne de la température de l'air est réduite par rapport au terrain plat, et sur les reliefs concaves (dans les vallées, les ravins et les creux), elle est augmentée (loi de Voyeikov). La raison en est que sur les reliefs convexes, l'air a une zone de contact réduite avec la surface sous-jacente et en est rapidement retiré, remplacé par de nouvelles masses d'air. Dans les reliefs concaves, l'air se réchauffe plus fortement depuis la surface et stagne davantage pendant la journée, et la nuit, il se refroidit plus fortement et descend les pentes. Mais dans les gorges étroites, où à la fois l'afflux de rayonnement et le rayonnement effectif sont réduits, les amplitudes diurnes sont plus faibles que dans les vallées larges.

3. Il est clair que de faibles amplitudes diurnes de température à la surface de la mer entraînent également de faibles amplitudes quotidiennes de température de l'air au-dessus de la mer. Cependant, ces dernières sont encore supérieures aux amplitudes journalières à la surface de la mer elle-même. Les amplitudes quotidiennes à la surface de l'océan ouvert ne sont mesurées qu'en dixièmes de degré, mais dans la couche d'air inférieure au-dessus de l'océan, elles atteignent 1 à 1,5 ° C (voir Fig. 21), et encore plus sur les mers intérieures. Les amplitudes de température de l'air sont augmentées car elles sont influencées par l'advection des masses d'air. L'absorption directe du rayonnement solaire par les basses couches d'air pendant la journée et leur émission la nuit jouent également un rôle.

Les rayons du Soleil, comme déjà mentionné, traversant l'atmosphère, subissent quelques changements et dégagent une partie de la chaleur dans l'atmosphère. Mais cette chaleur, répartie dans toute l'épaisseur de l'atmosphère, a un très faible effet en termes de chauffage. Les conditions de température des couches inférieures de l'atmosphère sont principalement influencées par la température de la surface terrestre. À partir de la surface chauffée de la terre et de l'eau, les couches inférieures de l'atmosphère sont chauffées, à partir de la surface refroidie, elles sont refroidies. Ainsi, la principale source de chauffage et de refroidissement des couches inférieures de l'atmosphère est précisément surface de la Terre. Cependant, le terme "surface terrestre" dans ce cas (c'est-à-dire lorsque l'on considère les processus se produisant dans l'atmosphère) est parfois plus pratique pour remplacer le terme surface sous-jacente. Au terme surface terrestre, on associe le plus souvent l'idée de la forme de la surface, en tenant compte de la terre et de la mer, tandis que le terme surface sous-jacente désigne la surface terrestre avec toutes ses propriétés inhérentes qui sont importantes pour l'atmosphère (forme , nature des roches, couleur, température, humidité, couvert végétal, etc.). etc.).

Les circonstances que nous notons nous font tout d'abord arrêter notre attention sur les conditions de température de la surface terrestre, ou, plus précisément, de la surface sous-jacente.

Bilan thermique sur la surface sous-jacente. La température de la surface sous-jacente est déterminée par le rapport entre l'apport et la sortie de chaleur. Le bilan revenus-dépenses de la chaleur à la surface de la terre pendant la journée se compose des quantités suivantes : revenu - chaleur provenant du rayonnement solaire direct et diffus ; consommation - a) réflexion par la surface terrestre d'une partie du rayonnement solaire, b) évaporation, c) rayonnement terrestre, d) transfert de chaleur vers les couches d'air adjacentes, e) transfert de chaleur vers la profondeur du sol.

La nuit, les composantes de l'équilibre apport-sortie de chaleur sur la surface sous-jacente changent. Il n'y a pas de rayonnement solaire la nuit ; la chaleur peut provenir de l'air (si sa température est supérieure à la température de la surface de la terre) et des couches inférieures du sol. Au lieu d'évaporation, il peut y avoir condensation de vapeur d'eau à la surface du sol; la chaleur dégagée lors de ce processus est absorbée par la surface terrestre.

Si le bilan thermique est positif (l'apport de chaleur est supérieur au débit), alors la température de la surface sous-jacente augmente ; si le solde est négatif (le revenu est inférieur à la consommation), alors la température diminue.

Les conditions de chauffage de la surface du sol et de la surface de l'eau sont très différentes. Considérons d'abord les conditions de chauffage des terres.

Chauffage des sushis. La surface terrestre n'est pas uniforme. À certains endroits, il existe de vastes étendues de steppes, de prairies et de terres arables, à d'autres - des forêts et des marécages, à d'autres - des déserts presque dépourvus de végétation. Il est clair que les conditions de chauffage de la surface terrestre dans chacun des cas que nous avons cités sont loin d'être les mêmes. Le moyen le plus simple sera là où la surface de la terre n'est pas recouverte de végétation. Ce sont ces cas les plus simples que nous traiterons en premier.

Un thermomètre à mercure ordinaire est utilisé pour mesurer la température de la couche superficielle du sol. Le thermomètre est placé dans un endroit non ombragé, mais de manière à ce que la moitié inférieure du réservoir contenant du mercure se trouve dans l'épaisseur du sol. Si le sol est recouvert d'herbe, alors l'herbe doit être coupée (sinon la zone de sol étudiée sera ombragée). Cependant, il faut dire que cette méthode ne peut pas être considérée comme complètement exacte. Pour obtenir des données plus précises, utilisez des électrothermomètres.

Mesure de la température du sol à une profondeur de 20-40 cm produire thermomètres à mercure du sol. Pour mesurer les couches plus profondes (de 0,1 à 3, et parfois plus mètres), le soi-disant thermomètres d'échappement. Ce sont essentiellement les mêmes thermomètres à mercure, mais seulement encastrés dans un tube d'ébonite, qui est enterré dans le sol à la profondeur requise (Fig. 34).

Pendant la journée, surtout en été, la surface du sol est très chaude et pendant la nuit, elle se refroidit. En règle générale, la température maximale est d'environ 13h00 et la minimale - avant le lever du soleil. La différence entre les températures les plus hautes et les plus basses est appelée amplitude fluctuations quotidiennes. En été, l'amplitude est beaucoup plus importante qu'en hiver. Ainsi, par exemple, pour Tbilissi en juillet il atteint 30°, et en janvier 10°. Dans l'évolution annuelle de la température à la surface du sol, le maximum est généralement observé en juillet et le minimum en janvier. De la couche supérieure chauffée du sol, la chaleur est en partie transférée à l'air, en partie aux couches plus profondes. La nuit, le processus est inversé. La profondeur à laquelle pénètre la fluctuation quotidienne de la température dépend de la conductivité thermique du sol. Mais en général, il est petit et varie d'environ 70 à 100 cm. Parallèlement, l'amplitude diurne diminue très rapidement avec la profondeur. Ainsi, si à la surface du sol l'amplitude journalière est de 16°, alors à une profondeur de 12 cm il ne fait déjà que 8°, à 24 de profondeur cm - 4°, et à une profondeur de 48 cm-1°. De ce qui a été dit, il ressort que la chaleur absorbée par le sol s'accumule principalement dans sa couche supérieure, dont l'épaisseur se mesure en centimètres. Mais cette couche supérieure du sol est précisément la principale source de chaleur dont dépend la température.

couche d'air adjacente au sol.

Les fluctuations annuelles pénètrent beaucoup plus profondément. Aux latitudes tempérées, où l'amplitude annuelle est particulièrement importante, les fluctuations de température s'éteignent à une profondeur de 20-30 M.

Le transfert de température vers la Terre est plutôt lent. En moyenne, pour chaque mètre de profondeur, les fluctuations de température sont retardées de 20 à 30 jours. Ainsi, les températures les plus élevées observées à la surface de la Terre sont en juillet, à une profondeur de 5 m sera en décembre ou janvier, et le plus bas en juillet.

Influence de la végétation et de l'enneigement. La végétation recouvre la surface de la terre et réduit ainsi l'apport de chaleur au sol. La nuit, au contraire, le couvert végétal protège le sol des radiations. De plus, le couvert végétal évapore l'eau, qui consomme également une partie de l'énergie rayonnante du Soleil. En conséquence, les sols recouverts de végétation se réchauffent moins pendant la journée. Cela est particulièrement visible en forêt, où en été le sol est beaucoup plus froid que dans les champs.

Une influence encore plus grande est exercée par la couverture de neige qui, en raison de sa faible conductivité thermique, protège le sol d'un refroidissement hivernal excessif. A partir d'observations faites à Lesnoy (près de Leningrad), il s'est avéré que le sol dépourvu de couverture neigeuse est en moyenne 7° plus froid en février que le sol recouvert de neige (données issues de 15 années d'observations). Certaines années, en hiver, la différence de température atteignait 20-30°. A partir des mêmes observations, il s'est avéré que les sols dépourvus d'enneigement étaient gelés à 1,35 m profondeur, tandis que sous la couverture de neige, le gel n'est pas plus profond que 40 cm.

Gel des sols et pergélisol . La question de la profondeur de gel du sol est d'une grande importance pratique. Qu'il suffise de rappeler la construction de conduites d'eau, de réservoirs et d'autres structures similaires. Dans la zone médiane de la partie européenne de l'URSS, la profondeur de congélation varie de 1 à 1,5 moi, dans les régions du sud - de 40 à 50 cm. En Sibérie orientale, où les hivers sont plus froids et l'enneigement très faible, la profondeur de gel atteint plusieurs mètres. Dans ces conditions, en période estivale, le sol n'a le temps de dégeler qu'à partir de la surface, et un horizon gelé en permanence reste plus profond, dit pergélisol. La zone où se trouve le pergélisol est immense. En URSS (principalement en Sibérie), il occupe plus de 9 millions de mètres carrés. km 2. Chauffage de la surface de l'eau. La capacité calorifique de l'eau est le double de celle des roches qui composent le sol. Cela signifie que dans les mêmes conditions, pendant un certain laps de temps, la surface de la terre aura le temps de se réchauffer deux fois plus que la surface de l'eau. De plus, lorsqu'elle est chauffée, l'eau s'évapore, ce qui consomme également beaucoup d'énergie.

quantité d'énergie thermique. Et, enfin, il faut noter une autre raison très importante qui ralentit le chauffage : c'est le mélange des couches d'eau supérieures dû aux vagues et aux courants de convection (jusqu'à une profondeur de 100 et même 200 m).

De tout ce qui a été dit, il ressort que la surface de l'eau se réchauffe beaucoup plus lentement que la surface de la terre. En conséquence, les amplitudes quotidiennes et annuelles de la température de surface de la mer sont plusieurs fois inférieures aux amplitudes quotidiennes et annuelles de la surface terrestre.

Cependant, en raison de la plus grande capacité calorifique et du chauffage plus profond, la surface de l'eau accumule beaucoup plus de chaleur que la surface terrestre. En conséquence, la température moyenne de surface des océans, selon les calculs, dépasse de 3 ° la température moyenne de l'air de l'ensemble du globe. De tout ce qui a été dit, il ressort que les conditions de chauffage de l'air au-dessus de la surface de la mer diffèrent dans une large mesure de celles sur terre. Brièvement, ces différences peuvent être résumées comme suit :

1) dans les zones à forte amplitude journalière (zone tropicale), la nuit la température de la mer est supérieure à la température terrestre, l'après-midi le phénomène s'inverse ;

2) dans les zones à forte amplitude annuelle (zone tempérée et polaire), la surface de la mer est plus chaude en automne et en hiver, et plus froide en été et au printemps que la surface terrestre ;

3) la surface de la mer reçoit moins de chaleur que la surface terrestre, mais la retient plus longtemps et la dépense plus uniformément. En conséquence, la surface de la mer est en moyenne plus chaude que la surface terrestre.

Méthodes et instruments de mesure de la température de l'air. Températurel'air est généralement mesuré à l'aide de thermomètres à mercure. Dans les pays froids, où la température de l'air descend en dessous du point de congélation du mercure (le mercure gèle à -39°C), des thermomètres à alcool sont utilisés.

Lors de la mesure de la température de l'air, les thermomètres doivent être placés dans protection pour les protéger de l'action directe du rayonnement solaire et du rayonnement terrestre. Dans notre URSS, à ces fins, une cabine en bois psychrométrique (à persiennes) est utilisée (Fig. 35), qui est installée à une hauteur de 2 m de la surface du sol. Les quatre murs de cette cabine sont constitués d'une double rangée de planches inclinées en forme de stores, le toit est double, le fond est constitué de trois planches situées à des hauteurs différentes. Un tel dispositif de la cabine psychrométrique protège les thermomètres du rayonnement solaire direct et permet en même temps à l'air d'y pénétrer librement. Pour réduire l'échauffement de la cabine, celle-ci est peinte en blanc. Les portes de la cabine s'ouvrent au nord pour que les rayons du soleil ne tombent pas sur les thermomètres lors des relevés.

En météorologie, des thermomètres de conception et d'utilisation diverses sont connus. Parmi ceux-ci, les plus courants sont : le thermomètre psychrométrique, le thermomètre à fronde, les thermomètres à maximum et à minimum.

est le principal adopté à l'heure actuelle pour déterminer la température de l'air pendant les heures d'observation urgentes. Il s'agit d'un thermomètre à mercure (Fig. 36) avec une échelle d'insertion dont la valeur de division est de 0 °.2. Lors de la détermination de la température de l'air avec un thermomètre psychrométrique, il est installé en position verticale. Dans les zones à basse température de l'air, en plus d'un thermomètre psychrométrique au mercure, un thermomètre à alcool similaire est utilisé à des températures inférieures à 20 °.

Dans des conditions expéditionnaires, pour déterminer la température de l'air, thermomètre à fronde(Fig. 37). Cet instrument est un petit thermomètre à mercure avec une échelle de type bâton ; les divisions sur l'échelle sont marquées par 0 °.5. OK, un cordon est attaché à l'extrémité supérieure du thermomètre, à l'aide duquel, lors de la mesure de la température, le thermomètre est rapidement tourné sur la tête afin que son réservoir de mercure entre en contact avec de grandes masses d'air et chauffe moins de radiation solaire. Après avoir fait tourner la fronde du thermomètre pendant 1 à 2 minutes. la température est lue, tandis que l'appareil doit être placé à l'ombre afin que le rayonnement solaire direct ne tombe pas dessus.

sert à déterminer la température la plus élevée observée au cours d'une période de temps écoulée. Contrairement aux thermomètres à mercure conventionnels, le thermomètre à maximum (Fig. 38) a une broche en verre soudée au fond du réservoir de mercure, dont l'extrémité supérieure pénètre légèrement dans le récipient capillaire, rétrécissant considérablement son ouverture. Lorsque la température de l'air augmente, le mercure dans le réservoir se dilate et se précipite dans le vaisseau capillaire. Son ouverture rétrécie n'est pas un gros obstacle. La colonne de mercure dans le vaisseau capillaire augmentera à mesure que la température de l'air augmentera. Lorsque la température commence à baisser, le mercure dans le réservoir rétrécit et se détache de la colonne de mercure dans le récipient capillaire en raison de la présence de la tige de verre. Après chaque lecture, le thermomètre est secoué, comme on le fait avec un thermomètre médical. Lors des observations, le thermomètre à maximum est placé horizontalement, car le capillaire de ce thermomètre est relativement large et le mercure peut s'y déplacer en position inclinée quelle que soit la température. La valeur de division d'échelle du thermomètre à maximum est de 0°.5.

Pour déterminer la température la plus basse pendant une certaine période de temps, thermomètre à minima(Fig. 39). Le thermomètre à minimum est l'alcool. Son échelle est divisée par 0°.5. Lors de la mesure, le thermomètre minimum, ainsi que le maximum, sont installés en position horizontale. Dans le récipient capillaire du thermomètre à minimum, à l'intérieur de l'alcool, une petite épingle en verre foncé aux extrémités épaissies est placée. Au fur et à mesure que la température diminue, la colonne d'alcool se raccourcit et le film superficiel d'alcool déplace la broche.

teck au réservoir. Si la température augmente alors, la colonne d'alcool s'allongera et la broche restera en place, fixant la température minimale.

Pour l'enregistrement continu des changements de température de l'air au cours de la journée, des dispositifs d'auto-enregistrement - des thermographes sont utilisés.

Actuellement, deux types de thermographes sont utilisés en météorologie : bimétallique et manométrique. Les thermomètres les plus utilisés avec un récepteur bimétallique.

(Fig. 40) a une plaque bimétallique (double) comme récepteur de température. Cette plaque est constituée de deux fines plaques métalliques dissemblables soudées ensemble avec des coefficients de dilatation thermique différents. Une extrémité de la plaque bimétallique est fixée dans le dispositif, l'autre est libre. Lorsque la température de l'air change, les plaques métalliques se déforment différemment et, par conséquent, l'extrémité libre de la plaque bimétallique se plie dans un sens ou dans l'autre. Et ces mouvements de la plaque bimétallique sont transmis au moyen d'un système de leviers à la flèche à laquelle le stylo est attaché. Le stylo, se déplaçant de haut en bas, trace une ligne courbe de l'évolution de la température sur une bande de papier enroulée sur un tambour qui tourne autour d'un axe à l'aide d'un mécanisme d'horlogerie.

À thermographes manométriques Le récepteur de température est un tube en laiton courbé rempli de liquide ou de gaz. Sinon, ils sont similaires aux thermographes bimétalliques. Lorsque la température augmente, le volume d'un liquide (gaz) augmente, lorsqu'il diminue, il diminue. Une modification du volume de liquide (gaz) déforme les parois du tube, ce qui, à son tour, est transmis via un système de leviers à une flèche avec une plume.

Répartition verticale des températures dans l'atmosphère. Le réchauffement de l'atmosphère, comme nous l'avons déjà dit, se produit de deux manières principales. Le premier est l'absorption directe du rayonnement solaire et terrestre, le second est le transfert de chaleur de la surface de la terre chauffée. La première voie a été suffisamment couverte dans le chapitre sur le rayonnement solaire. Prenons le deuxième chemin.

La chaleur est transférée de la surface terrestre à la haute atmosphère de trois manières : conduction thermique moléculaire, convection thermique et mélange d'air turbulent. La conductivité thermique moléculaire de l'air est très faible, donc cette méthode de chauffage de l'atmosphère ne joue pas un grand rôle. La convection thermique et la turbulence dans l'atmosphère sont de la plus haute importance à cet égard.

Les couches inférieures de l'air, en s'échauffant, se dilatent, réduisent leur densité et s'élèvent. Les courants verticaux (convection) qui en résultent transfèrent de la chaleur aux couches supérieures de l'atmosphère. Cependant, ce transfert (convection) n'est pas aisé. L'air chaud montant, entrant dans des conditions de pression atmosphérique plus basse, se dilate. Le processus d'expansion est associé à la dépense d'énergie, à la suite de laquelle l'air est refroidi. Il est connu de la physique que la température d'une masse d'air ascendante pendant la montée pour chaque 100 m chute d'environ 1°.

Cependant, notre conclusion ne s'applique qu'à l'air sec ou humide, mais non saturé. L'air saturé, lorsqu'il est refroidi, condense la vapeur d'eau; dans ce cas, de la chaleur est dégagée (chaleur latente de vaporisation), et cette chaleur élève la température de l'air. En conséquence, lors de l'élévation de l'air saturé d'humidité pour 100 m la température baisse non pas de 1°, mais d'environ 0,6.

Lorsque l'air est abaissé, le processus est inversé. Ici pour chaque 100 m baisse, la température de l'air augmente de 1°. Le degré d'humidité de l'air dans ce cas ne joue aucun rôle, car à mesure que la température augmente, l'air s'éloigne de la saturation.

Si l'on tient compte du fait que l'humidité de l'air est sujette à de fortes fluctuations, alors toute la complexité des conditions de chauffage des couches inférieures de l'atmosphère devient évidente. En général, comme déjà mentionné à sa place, dans la troposphère, il y a une diminution progressive de la température de l'air avec la hauteur. Et à la limite supérieure de la troposphère, la température de l'air est inférieure de 60 à 65 ° par rapport à la température de l'air près de la surface de la Terre.

La variation diurne de l'amplitude de la température de l'air diminue assez rapidement avec l'altitude. Amplitude journalière à 2000 m exprimée en dixièmes de degré. Quant aux fluctuations annuelles, elles sont beaucoup plus importantes. Les observations ont montré qu'ils diminuent jusqu'à une hauteur de 3 km. Au-dessus de 3 kilomètres il y a une augmentation, qui passe à 7-8 kilomètres hauteur, puis diminue à nouveau à environ 15 km.

inversion de température. Il y a des moments où les couches d'air souterraines inférieures peuvent être plus froides que celles situées au-dessus. Ce phénomène est appelé inversion de température; une forte inversion de température s'exprime là où le temps est calme pendant les périodes froides. Dans les pays où les hivers sont longs et froids, l'inversion de température est un phénomène courant en hiver. Il est particulièrement prononcé en Sibérie orientale, où, en raison de la haute pression et du calme qui règnent, la température de l'air surfondu au fond des vallées est extrêmement basse. A titre d'exemple, on peut citer les dépressions de Verkhoyansk ou d'Oymyakon, où la température de l'air descend à -60 et même -70 °, alors que sur les pentes des montagnes environnantes, elle est beaucoup plus élevée.

L'origine des inversions de température est différente. Ils peuvent se former à la suite du flux d'air refroidi des pentes des montagnes vers des bassins fermés, en raison du fort rayonnement de la surface de la terre (inversion du rayonnement), lors de l'advection d'air chaud, généralement au début du printemps, sur le couverture neigeuse (inversion de neige), lorsque des masses d'air froid attaquent des masses chaudes (inversion frontale), en raison d'un mélange turbulent d'air (inversion de turbulence), avec abaissement adiabatique des masses d'air à stratification stable (inversion de compression).

Gel. Dans les saisons de transition de l'année au printemps et en automne, lorsque la température de l'air est supérieure à 0 °, des gelées sont souvent observées à la surface du sol le matin. Selon leur origine, les gelées se divisent en deux types : rayonnement et advection.

Gel de rayonnement se forment à la suite du refroidissement de la surface sous-jacente la nuit en raison du rayonnement terrestre ou du ruissellement des pentes des collines dans des dépressions d'air froid avec une température inférieure à 0 °. L'apparition de gelées de rayonnement est facilitée par l'absence de nuages la nuit, une faible humidité de l'air et un temps calme.

gelées d'advection survenir à la suite de l'invasion d'un territoire particulier de masses d'air froid (masse polaire arctique ou continentale). Dans ces cas, les gelées sont plus stables et couvrent de grandes surfaces.

Les gelées, en particulier les gelées printanières tardives, nuisent souvent beaucoup à l'agriculture, car souvent les basses températures observées pendant les gelées détruisent les plantes agricoles. La cause principale des gelées étant le refroidissement de la surface sous-jacente par le rayonnement terrestre, la lutte contre celles-ci va dans le sens d'une réduction artificielle du rayonnement de la surface terrestre. L'ampleur de ce rayonnement peut être réduite par la fumée (lors de la combustion de paille, de fumier, d'aiguilles et d'autres matériaux combustibles), l'humidification artificielle de l'air et la création de brouillard. Pour protéger les précieuses récoltes agricoles du gel, on utilise parfois le chauffage direct des plantes de diverses manières ou on construit des hangars à partir de lin, de paille et de nattes de roseau et d'autres matériaux; ces auvents réduisent le refroidissement de la surface de la terre et empêchent l'apparition de gel.

cours quotidien température de l'air. La nuit, la surface de la Terre dégage de la chaleur en permanence et se refroidit progressivement. Avec la surface de la terre, la couche d'air inférieure se refroidit également. En hiver, le moment du plus grand refroidissement se produit généralement peu de temps avant le lever du soleil. Au lever du soleil, les rayons tombent sur la surface de la Terre à des angles très aigus et ne la chauffent presque pas, d'autant plus que la Terre continue à émettre de la chaleur dans l'espace mondial. À mesure que le Soleil monte de plus en plus haut, l'angle d'incidence des rayons augmente et le gain de chaleur solaire devient supérieur à la dépense de chaleur rayonnée par la Terre. A partir de ce moment, la température de la surface de la Terre, puis la température de l'air, commencent à augmenter. Et plus le Soleil monte haut, plus les rayons tombent et plus la température de la surface de la terre et de l'air augmente.

Après midi, l'afflux de chaleur du Soleil commence à diminuer, mais la température de l'air continue d'augmenter, car la diminution du rayonnement solaire est reconstituée par le rayonnement thermique de la surface de la Terre. Cependant, cela ne peut pas durer longtemps, et il arrive un moment où le rayonnement terrestre ne peut plus couvrir la perte de rayonnement solaire. Ce moment sous nos latitudes se produit en hiver vers deux heures et en été vers trois heures de l'après-midi. Après ce point, une baisse progressive de la température commence, jusqu'au lever du soleil le lendemain matin. Cette variation diurne de température est très bien visible sur le diagramme (Fig. 41).

Dans différentes zones du globe, l'évolution quotidienne des températures de l'air est très différente. En mer, comme déjà mentionné, l'amplitude journalière est très faible. Dans les pays désertiques, où les sols ne sont pas recouverts de végétation, pendant la journée la surface de la Terre se réchauffe jusqu'à 60-80°, et la nuit elle se refroidit jusqu'à 0°, les amplitudes quotidiennes atteignent 60 degrés et plus.

Variation annuelle des températures de l'air. La surface de la Terre dans l'hémisphère nord reçoit la plus grande quantité de chaleur solaire à la fin du mois de juin. En juillet, le rayonnement solaire diminue, mais cette diminution est compensée par un rayonnement solaire encore assez fort et un rayonnement provenant d'une surface terrestre très chauffée. En conséquence, la température de l'air en juillet est plus élevée qu'en juin. Sur la côte de la mer et sur les îles, les températures de l'air les plus élevées ne sont pas observées en juillet, mais en août. Ceci s'explique

le fait que la surface de l'eau se réchauffe plus longtemps et dépense sa chaleur plus lentement. Environ la même chose se produit pendant les mois d'hiver. La surface de la Terre reçoit le moins de chaleur solaire fin décembre et les températures de l'air les plus basses sont observées en janvier, lorsque l'apport croissant de chaleur solaire ne peut pas encore couvrir la consommation de chaleur résultant du rayonnement terrestre. Ainsi, le mois le plus chaud pour la terre est juillet et le mois le plus froid est janvier.

L'évolution annuelle de la température de l'air pour les différentes parties du globe est très différente (Fig. 42). Tout d'abord, il est bien sûr déterminé par la latitude du lieu. Selon la latitude, on distingue quatre grands types de variations annuelles de température.

1. type équatorial. Il a une très faible amplitude. Pour les parties intérieures des continents, elle est d'environ 7°, pour les côtes d'environ 3°, sur les océans de 1°. Les périodes les plus chaudes coïncident avec la position zénithale du Soleil à l'équateur (pendant les équinoxes de printemps et d'automne), et les saisons les plus froides coïncident avec les solstices d'été et d'hiver. Ainsi, au cours de l'année, il y a deux périodes chaudes et deux périodes froides, dont la différence est très faible.

2. Genre tropical. La position la plus élevée du Soleil est observée lors du solstice d'été, la plus basse lors du solstice d'hiver. En conséquence, au cours de l'année, il y a une période de températures maximales et une période de températures minimales. L'amplitude est également faible: sur la côte - environ 5-6 ° et à l'intérieur du continent - environ 20 °.

3. Type tempéré. Ici, les températures les plus élevées sont en juillet et les plus basses en janvier (dans l'hémisphère sud en arrière). En plus de ces deux périodes extrêmes d'été et d'hiver, on distingue deux périodes plus transitoires : le printemps et l'automne. Les amplitudes annuelles sont très importantes : dans les pays côtiers 8°, à l'intérieur des continents jusqu'à 40°.

4. type polaire. Elle se caractérise par des hivers très longs et des étés courts. A l'intérieur des continents en hiver, de grands froids s'installent. L'amplitude près de la côte est d'environ 20-25°, tandis qu'à l'intérieur du continent elle est supérieure à 60°. Verkhoyansk peut être cité comme exemple de froids hivernaux et d'amplitudes annuelles exceptionnellement importants, où un minimum absolu de températures de l'air de -69°.8 est enregistré et où la température moyenne en janvier est de -51°, et en juillet -+-. 15° ; le maximum absolu atteint +33°.7.

En examinant de près les conditions de température de chacun des types de variations annuelles de température indiqués ici, il faut tout d'abord noter la différence frappante entre les températures des côtes de la mer et l'intérieur des continents. Cette différence a longtemps conduit à identifier deux types de climats : nautique Et continental.À la même latitude, la terre est plus chaude en été et plus froide en hiver que la mer. Ainsi, par exemple, au large de la Bretagne, la température de janvier est de 8°, dans le sud de l'Allemagne à la même latitude de 0°, et dans la région de la Basse Volga de -8°. Les différences sont encore plus grandes lorsque l'on compare les températures des stations océaniques avec celles des continents. Ainsi, aux îles Féroé (st. Grochavy), le mois le plus froid (mars) a une température moyenne de +3°, et le plus chaud (juillet) +11°. A Iakoutsk, située aux mêmes latitudes, la température moyenne en janvier est de 43°, et la température moyenne en juillet est de +19°.

Isothermes. Diverses conditions de chauffage liées à la latitude du lieu et à l'influence de la mer créent une image très complexe de la répartition de la température à la surface de la terre. Pour visualiser cet emplacement sur une carte géographique, les lieux ayant la même température sont reliés par des lignes appelées isothermes En raison du fait que la hauteur des stations au-dessus du niveau de la mer est différente et que la hauteur a un effet significatif sur les températures, il est d'usage de réduire les valeurs de température obtenues dans les stations météorologiques au niveau de la mer. Habituellement, les isothermes des températures mensuelles moyennes et annuelles moyennes sont tracées sur des cartes.

Isothermes de janvier et juillet. L'image la plus frappante et la plus caractéristique de la répartition des températures est donnée par les cartes des isothermes de janvier et de juillet (Fig. 43, 44).

Considérons d'abord la carte des isothermes de janvier. Ici, tout d'abord, l'influence réchauffante de l'océan Atlantique, et, en particulier, le courant chaud du Gulf Stream sur l'Europe, ainsi que l'influence refroidissante de vastes étendues de terres dans les pays tempérés et polaires de l'hémisphère nord , sont frappants. Cette influence est particulièrement grande en Asie, où des isothermes fermées de -40, -44 et -48° entourent le pôle froid. L'écart relativement faible des isothermes par rapport à la direction des parallèles dans la zone modérément froide de l'hémisphère sud est frappant, ce qui est une conséquence de la prédominance de vastes zones d'eau là-bas. Sur la carte des isothermes de juillet, la température plus élevée des continents est nettement révélée par rapport aux océans aux mêmes latitudes.

Isothermes annuels et ceintures thermiques de la Terre. Pour avoir une idée de la répartition de la chaleur sur la surface de la terre en moyenne pour toute l'année, utilisez des cartes d'isothermes annuelles (Fig. 45). Ces cartes montrent que les endroits les plus chauds ne coïncident pas avec l'équateur.

La frontière mathématique entre les zones chaudes et tempérées sont les tropiques. La frontière réelle, qui est généralement tracée le long de l'isotherme annuel de 20°, ne coïncide pas sensiblement avec les tropiques. Sur terre, il se déplace le plus souvent vers les pôles, et dans les océans, notamment sous l'influence des courants froids, vers l'équateur.

Il est beaucoup plus difficile de tracer une ligne entre les zones froides et tempérées. Pour cela, pas l'annuelle, mais l'isotherme de juillet de 10° est la mieux adaptée. Au nord de cette frontière, la végétation forestière n'entre pas. Sur terre, la toundra domine partout. Cette limite ne coïncide pas avec le cercle polaire. Apparemment, les points les plus froids du globe ne coïncident pas non plus avec les pôles mathématiques. Les mêmes cartes d'isothermes annuelles nous permettent de constater que l'hémisphère nord est un peu plus chaud que l'hémisphère sud à toutes les latitudes, et que les côtes occidentales des continents aux latitudes moyennes et élevées sont beaucoup plus chaudes que celles de l'est.

Isanormales. En traçant le parcours des isothermes de janvier et de juillet sur la carte, on peut facilement remarquer que les conditions de température aux mêmes latitudes du globe sont différentes. Dans le même temps, certains points ont une température inférieure à la température moyenne pour un parallèle donné, tandis que d'autres, au contraire, ont une température plus élevée. L'écart de la température de l'air de tout point par rapport à la température moyenne du parallèle sur lequel ce point est situé est appelé anomalie de température.

Les anomalies peuvent être positives ou négatives selon que la température d'un point donné est supérieure ou inférieure à la température moyenne du parallèle. Si la température du point est supérieure à la température moyenne pour le parallèle donné, alors l'anomalie est considérée comme positive,

à rapport de température inverse, l'anomalie est négative.

Les lignes sur la carte reliant des endroits sur la surface de la terre avec la même amplitude d'anomalies de température sont appelées anomalies de température(Fig. 46 et 47). On peut voir sur la carte des anomalies de janvier qu'au cours de ce mois, les continents d'Asie et d'Amérique du Nord ont une température de l'air inférieure à la température moyenne de janvier pour ces latitudes. Atlantique et

Les océans Pacifique, ainsi que l'Europe, au contraire, ont une anomalie de température positive. Une telle répartition des anomalies de température s'explique par le fait qu'en hiver les terres se refroidissent plus vite que les espaces aquatiques.

En juillet, une anomalie positive est observée sur les continents. Au-dessus des océans de l'hémisphère nord, il y a actuellement une anomalie de température négative.

- Une source-

Polovinkin, A.A. Fondamentaux de géographie générale / A.A. Polovinkin.- M.: Maison d'édition éducative et pédagogique d'État du ministère de l'Éducation de la RSFSR, 1958.- 482 p.

Vues des publications : 144

Vous pouvez également être intéressé

Position physique et géographique.

La position physique et géographique est la localisation spatiale de toute zone (pays, région, établissement ou autre objet) par rapport à des données physiques et géographiques (équateur, méridien principal, systèmes montagneux, mers et océans, etc. ).

Ainsi, la position physique et géographique est déterminée par : les coordonnées géographiques (latitude, longitude), l'altitude absolue par rapport au niveau de la mer, la proximité (ou l'éloignement) de la mer, des rivières, des lacs, des montagnes, etc., la position dans la composition (emplacement ) des zones naturelles (climatiques, pédo-végétatives, zoogéographiques).

La région de Samara est située au sud-est de la plaine d'Europe orientale, dans la partie centrale de la Russie, à 1000 km de Moscou, au milieu de la Volga sur les deux rives, où elle fait un coude arqué - l'arc de Samara. Il est divisé en parties rive droite et rive gauche.

La rive droite est occupée par les hautes terres de la Volga, traversées de ravins et de ravines. Dans la partie nord de la Samarskaya Luka se trouvent les montagnes Zhiguli (hauteur jusqu'à 370 m). Sur la rive gauche, au nord-ouest, se trouve la région de la Basse Trans-Volga, au nord-est - la région de la Haute Trans-Volga (Sokol'i, Kinelskiye Yars). Au sud - une plaine légèrement vallonnée (Middle Syrt, Kamenny Syrt), se transformant au sud-est en General Syrt.

La longueur de la région du nord au sud est de 335 km, d'ouest en est - 315 km. Il occupe une superficie de 53,6 mille mètres carrés. km. Cela représente 0,3% de la superficie totale du territoire de la Russie. Il borde les régions d'Oulianovsk, Saratov, Orenbourg et la République du Tatarstan.

Samara est située dans le coude de l'arc de Samara, sur la rive gauche de la Volga, entre les embouchures des rivières Samara et Sok. La longueur dans la direction méridienne est de 50 km, dans la direction latitudinale - 20 km. Les coordonnées géographiques sont 53°12" de latitude nord et 50°06" de longitude est. La superficie de la ville est d'environ 465,97 km².

La ville est située sur de nouvelles formations qui reposent sur les roches permiennes. Les sols sablonneux prédominent du côté de la Volga et les sols argileux du côté de la rivière Samara.

Au nord de la ville se trouvent les montagnes Sokol'i. Le pic maximal du mont Tip-Tyav est de 286 mètres.

Température de surface du sol a un cours diurne. Son minimum est observé à 3 heures, cela est dû au rayonnement du sol et à son plus grand refroidissement avant le lever du soleil. Ensuite, la température de la surface du sol atteint 13-14 et atteint un maximum à 15h00, heure à laquelle le rayonnement solaire maximal se produit.

Fig. 1. Température de surface du sol.

En analysant le graphique, on peut voir que la température maximale du sol à Samara était de 39 degrés en juillet 1984, la température minimale de -43 degrés a été observée en janvier 1942.

Dans les températures mensuelles moyennes et annuelles moyennes, le maximum se produit en juillet 20,4 ºС et le minimum en janvier est de -13,5 ºС.
Température de l'air.

L'air, comme tout corps, a une température différente du zéro absolu. La température de l'air à chaque point de l'atmosphère change continuellement au fil du temps. De plus, à différents endroits de la Terre en même temps, il peut également varier considérablement.

Fig.2. Température de l'air.

En analysant le graphique, on peut voir que la valeur maximale de la température de l'air tombe sur les mois d'été: juillet - +64 ºС en 1954, juin 1954 et 1975 +63 ºС. Par conséquent, la sécheresse est caractéristique des températures élevées. Et les valeurs minimales de la température de l'air tombent sur les mois d'hiver: décembre - -46 ºС en 1979, janvier - -46 ºС en 1979. La température mensuelle moyenne de l'air varie de +26 ºC en juillet à -14 ºC en janvier. Par conséquent, selon les basses températures, les hivers dans la région sont froids et longs, et les étés sont chauds avec de fréquentes sécheresses, avec de grandes fluctuations de température et une instabilité climatique.

Au fur et à mesure que le soleil se lève, la température de la surface du sol augmente et atteint un maximum vers 13h00. Commence alors sa décroissance, bien que le bilan radiatif soit toujours positif. Cela s'explique par le fait qu'après 13h00, le transfert de chaleur de la surface du sol vers l'air augmente en raison des turbulences et de l'évaporation.

La différence entre les températures maximale et minimale du sol par jour est appelée l'amplitude cours quotidien. Elle est influencée par plusieurs facteurs :

1. Période de l'année. En été, l'amplitude est la plus grande, et en hiver elle est la plus petite ;

2. Latitude du lieu. Puisque l'amplitude est liée à la hauteur du soleil, elle diminue avec l'augmentation de la latitude du lieu ;

3. Nuageux. Par temps nuageux, l'amplitude est moindre ;

5. Couleur du sol. L'amplitude des sols sombres est bien supérieure à celle des sols clairs, puisque la capacité d'absorption et d'émission des sols sombres est plus grande ;

Variation annuelle de la température de surface du sol

Dans l'hémisphère nord, les températures mensuelles moyennes maximales à la surface du sol sont observées en juillet-août et les minimales en janvier-février.

La différence entre les températures mensuelles moyennes les plus élevées et les plus basses sur une année est appelée l'amplitude de la variation annuelle de la température du sol. Elle dépend dans une large mesure de la latitude du lieu : aux latitudes polaires, l'amplitude est la plus grande.

La propagation des fluctuations de température en profondeur dans le sol est décrite par trois lois de Fourier :

La première d'entre elles dit que la période des oscillations ne change pas avec la profondeur ;

La seconde suggère que l'amplitude des fluctuations de la température du sol décroît exponentiellement avec la profondeur ;

La troisième loi de Fourier établit que les températures maximales et minimales en profondeur se produisent plus tard qu'à la surface du sol, et le retard est directement proportionnel à la profondeur.

La couche de sol dans laquelle la température reste constante tout au long de la journée s'appelle couche de température journalière constante(en dessous de 70 - 100 cm). La couche de sol dans laquelle la température du sol reste constante tout au long de l'année est appelée la couche constante. température annuelle. Cette couche commence à une profondeur de 15 à 30 m.

Aux latitudes élevées et tempérées, il existe de vastes zones où les couches de sol restent gelées pendant de nombreuses années sans dégel en été. Ces couches sont appelées éternel pergélisol.

Le pergélisol peut se présenter à la fois sous forme de couche continue et sous forme de couches séparées, entrecoupées de sol dégelé. L'épaisseur de la couche de pergélisol varie de 1-2 m à plusieurs centaines de m.Par exemple, en Yakoutie, l'épaisseur du pergélisol est de 145 m, en Transbaïkalie - environ 70 m.

Chauffage et refroidissement des masses d'eau

La couche superficielle de l'eau, comme le sol, absorbe bien le rayonnement infrarouge : les conditions de son absorption et de sa réflexion par l'eau et le sol diffèrent peu. Une autre chose est le rayonnement à ondes courtes.

L'eau, contrairement au sol, est pour elle un corps transparent. Par conséquent, le chauffage par rayonnement de l'eau se produit dans son épaisseur.

Des différences significatives dans le régime thermique de l'eau et du sol sont causées par les raisons suivantes:

La capacité calorifique de l'eau est 3 à 4 fois supérieure à la conductivité thermique du sol. Avec la même entrée ou sortie de chaleur, la température de l'eau change moins;

Les particules d'eau ont une plus grande mobilité, par conséquent, dans les masses d'eau, le transfert de chaleur vers l'intérieur ne se produit pas par conduction thermique moléculaire, mais en raison de la turbulence. Le refroidissement de l'eau la nuit et pendant la saison froide se produit plus rapidement que son réchauffement pendant la journée et en été, et les amplitudes des fluctuations quotidiennes de la température de l'eau, ainsi que celles annuelles, sont faibles.

La profondeur de pénétration des fluctuations annuelles dans les masses d'eau est de 200 à 400 m.