Температура деятельной поверхности и воздуха

Температура деятельной поверхности и воздуха

2.1. Суточный ход температуры воздуха.

2.2. Годовой ход температуры воздуха.

3. Показатели теплового режима воздуха.

1. Температура поверхности почвы и водоемов

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)

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:
  

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.

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.

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