Учебно-методический комплекс дисциплины «Климатология и метрология» для специальности 5М060800 «Экология» учебно-методические материалы


Температура деятельной поверхности и воздуха



бет15/62
Дата11.07.2016
өлшемі8.34 Mb.
#192433
түріУчебно-методический комплекс
1   ...   11   12   13   14   15   16   17   18   ...   62

Температура деятельной поверхности и воздуха



1. Температура поверхности почвы и водоемов.

2. Температура воздуха.

2.1. Суточный ход температуры воздуха.

2.2. Годовой ход температуры воздуха.

3. Показатели теплового режима воздуха.

1. Температура поверхности почвы и водоемов


Температура воздуха – одна из основных характеристик климата.

Основными факторами, влияющими на изменение температуры воздуха у поверхности земли, как и на формирование погоды и климата, являются солнечная радиация, подстилающая поверхность и перенос воздуха (атмосферная циркуляция).

Солнечная радиация распределяется на земном шаре неравномерно. Количество поступающего солнечного тепла зависит от ряда причин, однако определяющим является угол падения солнечных лучей. Поэтому в экваториальную зону, и вообще в низкие широты поступает значительно большее количество энергии, чем в средние и особенно высокие широты. Если бы температура воздуха в каждой точке земного шара была обусловлена только притоком лучистой энергии, то распределение в приземном слое было следующим: 0º–39º; 30º–22º; 50º– -6º; 70º– -32º; 90º– -44ºС.

Однако в действительности распределение температур по широтам совершенно иное: температура изменяется от +26ºС на экваторе до -20ºС на полюсах. Т.о. температура на экваторе на 13º ниже, чем вычисленная средняя температура лучистого равновесия, а на полюсах и в приполярных широтах (70–90º) выше на 23ºС. Причиной этих разностей является междуширотный теплообмен, который осуществляется благодаря непрерывному горизонтальному переносу. Междуширотным воздухообменом тепло переносится из экваториальной зоны в средние и высокие широты, и, наоборот, холод поступает из высоких и средних широт в тропики и экваториальную зону. В частности на широте Бреста средняя годовая температура была бы ниже на 12º наблюдающейся.

Солнечные лучи, прошедшие газовую оболочку, в большинстве случаев встречают воду: на океанах (70,8% поверхности Земли), в водоемах и болотах суши, во влажной почве, в листве растений. Тепловая энергия солнечной радиации расходуется на испарение. Молекулы воды при переходе из жидкого состояния в газообразное должны преодолеть силы молекулярного сцепления в воде. На эту работу расходуется кинетическая энергия теплового движения. Количество энергии, затрачиваемое на единицу испаряющейся воды, называется открытой теплотой парообразования (2,26*106 Дж/кг). При конденсации воды в атмосфере или на поверхности происходит выделение этой энергии и нагревание воздуха или поверхности.

Усвоение солнечного тепла водоемами отличается от нагревания суши по ряду причин.

1. Теплоемкость воды примерно в 2 раза больше, чем почвы. Соответственно одинаковое количество тепловой энергии нагреет почву почти вдвое больше, чем тот же объем воды. При охлаждении соотношение будет обратным. Если сопоставить теплоемкость морской воды и воздуха и их плотности, то получим, что при охлаждении 1 м3 морской воды на 1ºС на такую же величину нагреется 3000 м3 воздуха (таблица 4).
Таблица 4 – Удельная теплоемкость и плотность воды и воздуха





Удельная теплоемкость (С)

Плотность (ρ)

Вода

3,87 кЖд/кг

1,028 кг/м3

Воздух

0,99 кЖд/кг

0,001 кг/м3

2. В воде лучи проникают на большую глубину (в океанах на 100 м) и нагревают большую толщу воды.

3. В воде тепло распространяется по вертикали как путем молекулярной теплопроводности, так и путем турбулентного перемешивания, более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена в первую очередь волнениями и течениями. В ночное время суток и в холодное время года к этого рода движениям добавляется термическая конвекция: охлажденная у поверхности вода имеет большую плотность, поэтому опускается вниз. На ее место из глубин поднимается более теплая, а значит более легкая вода (плотность соленой воды наибольшая при температуре ниже температуры замерзания, а плотность пресной воды максимальная при температуре +14ºС). В соленых акваториях турбулентность возникает в связи с испарением вода с поверхности: испарение воды вызывает повышение солености у поверхности, а, следовательно, и рост плотности воды. Поэтому начинается перемешивание. В почве тепло по вертикали передается только путем молекулярной теплопроводности.

В результате этих процессов водоемы нагреваются и охлаждаются медленнее суши: в теплое время они аккумулируют тепло, а в холодное – передают его воздуху. Солнечные лучи существенно прогревают только верхний слой океана, толщиной всего только в несколько метров. Нагретая вода не опускается вниз, будучи по удельному весу легче холодной. Поэтому в тропических морях верхний слой воды может иметь температуру более 25ºС (даже более 28ºС), а на глубине 1 км температура воды не превысит 5ºС (эту разность температур можно использовать в качестве источника энергии). Сезонные колебания температуры воды в океане ощущаются как значительные до глубины 100 м и определяются тепловым балансом поверхности воды. На глубине 200 м годовые колебания температуры невелики, составляют несколько градусов и происходят с полугодовым запаздыванием. Тепловые запасы Мирового океана на 3 порядка превышают теплозапасы атмосферы, их соотношение можно выразить как 1600:1. Это объясняется как большей массой и плотностью вод океана, так и значительно большей теплоемкостью воды. Относительно малые теплозапасы атмосферы обуславливают и меньшую ее способность, сохранять неизменным свое состояние, т.е. большую нестабильность.

Инерция в развитии процессов в водах океана в десятки раз больше, чем в воздухе атмосферы. Большие тепловые запасы океана обусловливают и большую тепловую память (тепловая память – влияние текущего состояния на будущее состояние.), и способность, отдавая тепло атмосфере, длительно влиять на распространение в ней температуры, влажности и других параметров.

Тепловая память атмосферы относительно невелика, влияние может ограничиваться 10–20 днями. Отсюда трудности в составлении долгосрочных прогнозов погоды на основе анализа характеристик атмосферы и необходимость включения в анализ данных о теплозапасах вод океана.

В почве суточные колебания температуры распространяются на глубину менее 1 метра, а годовые – затрагивают верхние 10–20 м поверхности суши. При этом суточные и годовые колебания на поверхности суши имеют большую амплитуду.

Температура на поверхности почвы имеет правильный суточный ход: минимальные значения наблюдаются примерно через 0,5 часа после восхода солнца (R=0), по мере роста высоты Солнца над горизонтом температура почвы растет до 13–14 часов, когда достигает max, после чего начинает убывать. В зависимости от погоды и ландшафта (облачность, осадки, адвективные изменения температуры воздуха, экспозиция склонов) этот правильный суточный ход может нарушаться (рисунок 24).

Особое биологическое значение имеет верхний 5 см слой почвы: в нем зимуют и прорастают семена растений, обитают различные микроорганизмы. Вместе с тем этот слой наиболее деятелен: в нем наблюдаются наибольшие колебания температур.

Т.к. для воздуха основной источник тепла – земная поверхность, то закономерно, что с высотой температура понижается, а максимумы и минимумы в ходе температуры наступают позже, чем на почве. Максимальная температура на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте метеобудки. В летнее время в Бресте max температура оголенной почвы в среднем на 11–13ºС больше, чем max температура воздуха. В отдельные дни разности достигают 14–20ºС. Самая высокая температура (57ºС) почвы наблюдалась в июле 1955 г. В пустынях максимальная температура может достигать 80ºС.



Рисунок 24 – Средний суточный ход температуры на поверхности почвы (1) и в воздухе на высоте 2 м (2) летом и зимой. Москва (МГУ)


Ночной минимум температуры почвы, наоборот, бывают ниже, чем в воздухе: почва выхолаживается эффективным излучением, а от нее выхолаживается воздух. Зимой в ночное время минимум температура почвы на 1–3ºС ниже, чем минимум температуры воздуха (летом – на 0,7–1ºС). В отдельные ясные ночи температура поверхности почвы или снега может опускаться до -40ºС. Абсолютный минимум для Бреста -42ºС (01.1950). на снежной поверхности Антарктиды средняя температура составляет -70ºС, может достигать -90ºС.

Разность между максимальной и минимальной суточной температурой называется суточной амплитудой температуры.

Суточная амплитуда температуры поверхности почвы зависит от:


  • облачности (в безоблачные дни больше, чем в облачные);

  • экспозиции склонов (на южных больше, чем на северных);

  • почвенного покрова:

растительный покров уменьшает эффективное излучение ночью и препятствует нагреванию днем, следовательно амплитуда меньше и средняя температура уменьшена (в среднем на 6ºС), т.е. налицо охлаждающий эффект;

Снежный покров уменьшает потери тепла непосредственно почвой, при этом резко уменьшается суточная амплитуда температуры почвы под снегом. В наших широтах при высоте снега 40 см температура почвы выше температуры обнаженной почвы на 6–7ºС и выше температуры поверхности снега на 10ºС. Снежный покров препятствует глубокому промерзанию почвы.

Температура на поверхности почвы изменяется и течение года. В экваториальных широтах годовая амплитуда температур составляет всего 3ºС, по мере увеличения широты растет и амплитуда температуры, на широте 50º она в среднем равна 25ºС.

К распространению тепла в почве применима общая теория молекулярной теплопроводности Фурье.

1 закон: чем больше плотность и влажность почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распространяются вглубь и тем глубже проникают колебания температуры. Но независимо от типа почвы период колебаний температуры не изменяется с глубиной (суточный ход температуры с периодом 24 часа и годовой 12 месяцев на всех глубинах).

2 закон: амплитуды колебаний температуры с глубиной уменьшаются. При этом возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в геометрической прогрессии.

Поверхность – амплитуда 30ºС; 20 см – 5ºС; 40 см – менее 1ºС.

С глубины, на которой суточная амплитуда убывает на столько, что приближается к 0ºС, начинается слой постоянной суточной температуры (70–100 см).

Амплитуда годовых колебаний температуры почвы подвержена тому же закону. Годовые колебания температуры распространяются на большую глубину: в тропиках 10 м, в умеренных широтах – 16–20 м, в полярных широтах – до 30 м. На этой глубине начинается слой постоянной годовой температуры.



3 закон: сроки наступления максимальной и минимальной температуры, как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально ей. На каждые 10 см глубины в суточном ходе запаздывание составляет 2,5–3 часа. В годовом ходе на 1 м глубины запаздывание составляет 20–30 суток.

4 закон: глубины слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся между собой как квадратные корни из периодов колебаний, т.е. √1:√365 или 1:19.

Усложнение в реальное распределение температуры вглубь почвы вносятся неоднородностью состава и структуры почвы, а также перераспределением тепла с осадками. Изменение температуры в почве с глубиной отражают на графике изоплет. По оси абсцисс откладывают время в часах или месяцах, по оси ординат – глубина в почве.



Изоплеты (гр. isos – равный, одинаковый + гр. pletos – количество) – изолиний какой-либо физической величины, которые отображают ее как функцию двух переменных – в данном случае температура почвы и глубина (рисунок 25).

Рисунок 25 – Термоизоплеты, показывающие изменения температуры на разных глубинах в зависимости от времени




Достарыңызбен бөлісу:
1   ...   11   12   13   14   15   16   17   18   ...   62




©dereksiz.org 2024
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет