Тепловой режим подстилающей поверхности и атмосферы кратко. Тепловой режим подстилающей поверхности и атмосферы нагревание. Тепловой баланс подстилающей поверхности

Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера. Поверхность получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью . В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур. Суточный ход температур поверхности – изменение температуры поверхности в течение суток. Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца. Дневные максимумы температуры поверхности суши могут достигать 80 0 С в субтропиках и около 60 0 С в умеренных широтах.

Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры может летом достигать 40 0 С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 10 0 С.

Годовой ход температуры поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года, обусловлен ходом солнечной радиации и зависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум – в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц.

Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами; возрастает с увеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах (2-3 0), самая большая – в субарктических широтах на материках (более 60 0).

Тепловой режим атмосферы. Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Т.к. воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и конденсацией водяного пара. Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный, следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате тепловой конвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Второй процесс передачи теплоты – адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты из низких в высокие широты, в зимний сезон тепло передается от океанов к материкам. Конденсация водяного пара – важный процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы – при испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется.

С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом, в среднем он равен 0,6 0 на 100 м. Вместе с тем ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3-0,4 0 до высоты 1,5 км; 0,5-0,6 – между высотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 – от 6 до 9 км и 0,5-0,2 – от 9 до 12 км. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты, при пересчете на 100 м, исчисляются сотнями градусов. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой (в одной массе, без обмена теплом с другими средами).

В описанном распределении температуры по вертикали нередко наблюдаются исключения. Бывает, что верхние слои воздуха теплее нижних, прилегающих к земле. Явление это называется температурной инверсией (увеличение температуры с высотой). Чаще всего инверсия является следствием сильного охлаждения приземного слоя воздуха, вызванного сильным охлаждением земной поверхности в ясные тихие ночи, преимущественно зимой. При пересеченном рельефе холодные массы воздуха медленно стекают вдоль склонов и застаиваются в котловинах, впадинах и т.п. Инверсии могут образовываться и при движении воздушных масс из теплых областей в холодные, так как при натекании подогретого воздуха на холодную подстилающую поверхность его нижние слои заметно охлаждаются (инверсия сжатия).

Нагревание n n n поверхности Тепловой баланс поверхности определяет её температуру, величину и изменение. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Эту поверхность называют деятельной поверхностью.

n n Распространение тепла от деятельной поверхности зависит от состава подстилающей поверхности, и определяется ее теплоемкостью и теплопроводностью. На поверхности материков подстилающим субстратом являются почвогрунты, в океанах (морях) - вода.

n Почвогрунты в общем обладают меньшей чем вода теплоемкостью, и большей теплопроводностью. Поэтому почвогрунты нагреваются быстрее чем вода, но и остывают быстрее. n Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же при остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием.

n n n n Температуру измеряют термометрами в градусах: В системе СИ – в градусах Кельвина ºК Внесистемные: В градусах Цельсия ºС и градусах Фаренгейта ºF. 0 ºК = - 273 ºC. 0 ºF = -17, 8 °С 0 ºC = 32 ºF

ºC = 0, 56 * F – 17, 8 ºF = 1, 8 * C + 32

Суточные колебания температуры в почвогрунтах n n n На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных значений в течении суток температур запаздывает на каждые 10 см примерно на 3 часа. Амплитуда суточных колебаний температур с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы "затухают". Слой, в котором прекращаются колебания суточных значений температуры, называют слоем постоянной суточной температуры.

n n Амплитуда суточных колебаний температур с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы "затухают". Слой, в котором прекращаются колебания суточных значений температуры, называют слоем постоянной суточной температуры.

Суточный ход температуры в почве на разных глубинах от 1 до 80 см. Павловск, май.

Годовые колебания температуры в почвогрунтах n n В средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19 -20 м, в высоких - на глубине 25 м, а в тропических широтах, где годовые амплитуды температур невелики - на глубине 5 -10 м. Моменты наступления в течении года максимальных и минимальных температур запаздывают в среднем на 20 -30 суток на каждый метр.

Годовой ход температуры в почве на разных глубинах от 3 до 753 см в Калининграде

Суточный ход температуры поверхности суши n n n В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 13 -14 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Нарушать суточный ход температуры может облачность, вызывая смещение максимума и минимума. Большое влияние на ход температуры оказывает влажность и растительность поверхности

n n Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять +80 ºС и более. Суточные амплитуды температур достигают 40 ºС. Величины экстремальных значений и амплитуды температур зависят от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, характера растительного покрова, ориентировки склонов (экспозиции).

n Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 1415 часов, минимум - через 2 -3 часа после восхода Солнца.

Суточные колебания температуры в морской воде n n Суточные колебания температуры на поверхности Океана в высоких широтах в среднем всего 0, 1 ºС, в умеренных 0, 4 ºС, в тропических - 0, 5 ºС. Глубина проникновения этих колебаний 15 -20 м.

Годовые изменения температуры суши n n Самый теплый месяц в северном полушарии – июль, самый холодный – январь. Годовые амлитуды изменяются от 5 ºС на экваторе, до 60 -65 ºС в резкоконтинентальных условиях умеренного пояса.

Годовой ход температуры в океане n n Годовой максимум и минимум температуры на поверхности Океана запаздывают примерно на месяц по сравнению с сушей. Максимум в северном полушарии приходится на август, минимум - на февраль. Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана от 1 ºС в экваториальных широтах до 10, 2 ºС в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200 -300 м.

Передача тепла в атмосферу n n n Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Тепло в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и в результате выделения тепла при конденсации водяного пара.

Передача тепла при конденсации n n За счет нагревания поверхности вода переходит в водяной пар. Водяной пар увлекается поднимающимся воздухом вверх. При понижении температуры может переходить в воду (конденсация). При этом выделяется тепло в атмосферу.

Адиабатический процесс n n n В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса (за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию). Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается, затраченная на это энергия освобождается, и температура воздуха растет.

n n Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1 ºС на каждые 100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается на 0, 6 ºС, т. к. в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла.

При опускании и сухой и влажный воздух нагревается одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит. n На каждые 100 м спуска воздух нагревается на 1ºС. n

Инверсия n n n Возрастание температуры с высотой называют инверсией, а слой, в котором температура с высотой возрастает, - слоем инверсии. Виды инверсии: - Радиационная инверсия- инверсия излучения, образуется после захода Солнца, когда солнечные лучи нагревают верхние слои; - Адвективная инверсия - образуется в результате вторжения (адвекции) теплого воздуха на холодную поверхность; - Орографическая инверсия - холодный воздух стекает в понижения и там застаивается.

Типы распределения температуры с высотой а - приземная инверсия, б – приземная изотермия, в – инверсия в свободной атмосфере

Адвекция n n Вторжение (адвекция) воздушной массы, сформировавшейся в других условиях, на данную территорию. Теплые воздушные массы вызывают повышение температуры воздуха данной территории, холодные – понижение.

Суточный ход температуры свободной атмосферы n n n Суточный и годовой ход температуры в нижнем слое тропосферы до высоты 2 км отражает ход температуры поверхности. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума запаздывают. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0, 5 км, летом - до 2 км. В слое мощностью 2 м суточный максимум обнаруживается около 14 -15 часов и минимум после восхода Солнца. Амплитуда суточных амплитуда температур с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая в субтропических широтах, наименьшая - в полярных.

n n n Линии равных температур называются изотермами. Изотерма с самыми высокими значениями среднегодовой температуры называется «Термический экватор» Термический экватор проходит по 5º с. ш.

Годовой ход температуры воздуха n n n Зависит от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается. Выделяют 4 типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.

n n Экваториальный тип - два максимума (после моментов равноденствия) и двумя минимумами (после моментов солнцестояния). Амплитуда на Океаном около 1 ºС, над сушей - до 10 ºС. Температура весь год положительная. Тропический тип - один максимум (после летнего солнестояния) и один минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над Океаном - около 5 ºС, на суше - до 20 ºС. Температура весь год положительная.

n n Умеренный тип - один максимум (над сушей в июле, над Океаном - в августе) и один минимум (на суше в январе, в океане - в феврале), четыре сезона. Годовая амплитуда температуры увеличивается с увеличением широты и по мере удаления от океана: на побережье 10 ºС, вдали от океана - 60 ºС и более. Температура в холодный сезон отрицательная. Полярный тип - зима очень продолжительная и холодная, лето короткое и прохладное. Годовая амплитуда 25 ºС и более (над сушей до 65 ºС). Температура большую часть года отрицательная.

n Усложняющими факторами годового хода температуры, как и для суточного хода, являются характер подстилающей поверхности (растительность, снежный или ледовый покров), высота местности, удаленность от океана, вторжение отличных по термическому режиму воздушных масс

n n n Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе +8 ºС, в июле +22 ºС; в южном - в июле +10 ºС, в январе +17 ºС. Годовые амплитуды колебаний температуры воздуха, для северного полушария 14 ºС, для южного только 7 ºС, что свидетельствует о меньшей континентальности южного полушария. Средняя за год температура воздуха у земной поверхности в целом +14 ºС.

Мировые рекордсмены n n n Абсолютные максимумы температуры воздуха наблюдались: в северном полушарии - в Африке (Ливия, +58, 1 ºС) и на Мексиканском нагорье (Сан-Луи, +58 ºС). в южном полушарии - в Австралии (+51ºС), Абсолютные минимумы отмечены в Антарктиде (-88, 3 ºС, ст. Восток) и в Сибири (Верхоянск, -68 ºС, Оймякон, -77, 8 ºС). Среднегодовая температура самая высокая в Северной Африке (г. Лу, Сомали, +31 ºС), самая низкая - в Антарктиде (ст. Восток, -55, 6 ºС).

Тепловые пояса n n n Это широтные пояса Земли с определенными температурами. Из-за неравномерного распределения суши и океанов, воздушных и водных течений тепловые пояса не совпадают с поясами освещенности. За границы поясов принимают изотермы - линии равных температур.

Тепловые пояса n n Выделяют 7 тепловых поясов. -жаркий пояс, расположен между годовой изотермой +20 ºС северного и южного полушария; - два умеренных пояса, ограниченных со стороны экватора годовой изотермой +20 ºС, а со стороны полюсов изотермой +10 ºС самого теплого месяца; - два холодных пояса, находящихся между изотермами +10 ºС и 0 ºС самого теплого месяца;

Тепловой баланс определяет температуру, ее величину и изменение на той поверхности, которая непосредственно нагревается солнечными лучами. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Саму поверхность называют деятельной поверхностью .

Максимальное значение всех элементов теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы. Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечается летом, минимальные – зимой.

В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 14 часов, а минимум – около момента восхода Солнца. Нарушать суточный ход температуры может облачность, вызывая смещение максимума и минимума. Большое влияние на ход температуры оказывает влажность и растительность поверхности.

Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять +80 о С и более. Суточные колебания достигают 40 о. Величины экстремальных значений и амплитуды температур зависят от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, характера растительного покрова, ориентировки склонов (экспозиции).

Распространение тепла от деятельной поверхности зависит от состава подстилающего субстрата, и будет определяться его теплоемкостью и теплопроводностью. На поверхности материков подстилающим субстратом являются почвогрунты, в океанах (морях) – вода.

Почвогрунты в общем обладают меньшей чем вода теплоемкостью, и большей теплопроводностью. Поэтому они нагреваются и остывают быстрее, чем вода.

На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных значений температуры в течение суток запаздывает на каждые 10 см примерно на 3 часа. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температур. Амплитуда суточных колебаний температур с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы «затухают». Слой в котором они прекращаются называется слоем постоянной суточной температуры.

Чем больше период колебаний температур, тем глубже они распространяются. Так в средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких – на глубине 25 м, а в тропических широтах, где годовые амплитуды температур невелики – на глубине 5-10 м. Моменты наступления максимальных и минимальных температур в течение года запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр.

Температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.

Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же солнечные лучи могут проникать на большую глубину, непосредственно нагревая более глубокие слои. Перенос тепла на глубину идет не столько за счет молекулярной теплопроводности, а в большей мере за счет перемешивания вод турбулентным путем или течениями. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, также сопровождающаяся перемешиванием.

Суточные колебания температуры на поверхности океана в высоких широтах в среднем всего 0,1ºС, в умеренных – 0,4ºС, в тропических – 0,5ºС, Глубина проникновения этих колебаний 15-20 м.

Годовые амплитуды температуры на поверхности океана от 1ºС в экваториальных широтах до 10,2ºС в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м.

Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум – через 2-3 часа после восхода Солнца. Годовой максимум температуры на поверхности океана в северном полушарии приходится на август, минимум – на февраль.

Вопрос 7(атмосфера) --изменение температуры воздуха с высотой. Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом, в которой находятся во взвешенном состоянии жидкие и твердые частички. Общая масса последних незначительна в сравнении со всей массой атмосферы. Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, является влажным. Это значит, что в его состав, вместе с другими газами, входит водяной пар, т.е. вода в газообразном состоянии. Содержание водяного пара в воздухе меняется в значительных пределах, в отличие от других составных частей воздуха: у земной поверхности оно колеблется между сотыми долями процента и несколькими процентами. Это объясняется тем, что при существующих в атмосфере условиях водяной пар может переходить в жидкое и твердое состояние и, наоборот, может поступать в атмосферу заново вследствие испарения с земной поверхности. Воздух, как и всякое тело, всегда имеет температуру, отличную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха варьирует в довольно широких пределах: крайние ее значения, наблюдавшиеся до сих пор, немного ниже +60° (в тропических пустынях) и около -90° (на материке Антарктиды). С высотою температура воздуха меняется в разных слоях и в разных случаях по-разному. В среднем она сначала понижается до высоты 10-15 км, затем растет до 50-60 км, потом снова падает и т. д. - ВЕРТИКАЛЬНЫЙ ТЕМПЕРАТУРНЫЙ ГРАДИЕНТ син. ВЕРТИКАЛЬНЫЙ ГРАДИЕНТ ТЕМПЕРАТУРЫ – vertical temperature gradient – изменение температуры с ростом высоты над уровнем моря, взятое на единицу расстояния. Считается положительным, если температура с высотой падает. В обратном случае, например, в стратосфере, температуpa при подъеме повышается, и тогда образуется обратный (инверсионный) вертикальный градиент, которому при­сваивается знак минус. В тропосфере В. т. г. в среднем 0,65o/100 м, но в отдельных случаях может превышать 1o/100 м или принимать отрицательные значения при инверсиях температуры. В приземном слое на суше в теплое время года он может быть выше в десятки раз. - Адиабатический процесс - Адиабатический процесс (адиабатный процесс) - термодинамический процесс, происходящий в системе без теплообмена с окружающей средой (), т. е. в адиабатически изолированной системе, состояние которой можно изменить только путем изменения внешних параметров. Понятие адиабатической изоляции является идеализацией теплоизолирующих оболочек или сосудов Дьюара (адиабатные оболочки). Изменение температуры внешних тел не оказывает влияния на адиабатически изолированной системы, а их энергия U может изменяться только за счет работы, совершаемой системой (или над ней). Согласно первому началу термодинамики, при обратимом адиабатическом процессе для однородной системы, где V - объем системы, p - давление, а в общем случае, где aj, - внешние параметры, Аj - термодинамические силы. Согласно второму началу термодинамики, при обратимом адиабатическом процессе энтропия постоянна, а при необратимом - возрастает. Очень быстрые процессы, при которых не успевает произойти теплообмен с окружающей средой, например, при распространении звука, можно рассматривать как адиабатический процесс. Энтропия каждого малого элемента жидкости при его движении со скоростью v остается постоянной, поэтому полная производная энтропии s, отнесенной к единице массы, равна нулю, (условие адиабатичности). Простым примером адиабатического процесса является сжатие (или расширение) газа в теплоизолированном цилиндре с теплоизолированным поршнем: при сжатии температуpa возрастает, при расширении - убывает. Другим примером адиабатического процесса может служить адиабатическое размагничивание, которое используют в методе магнитного охлаждения. Обратимый адиабатический процесс, называется также изоэнтропийным, изображается на диаграмме состояния адиабатой (изоэнтропой). -Поднимающийся воздух, попадая в разреженную среду, расширяется, происходит его охлаждение, а опускающийся, наоборот, благодаря сжатию нагревается. Такое изменение температуры за счет внутренней энергии, без притока и отдачи тепла, называется адиабатическим. Адиабатические изменения температуры происходят по сухоадиабатическому и влажноадиабатическому законам. Соответственно различают и вертикальные градиенты изменения температуры с высотой. Сухоадиабатический градиент - это изменение температуры сухого или влажного ненасыщенного воздуха на 1° С на каждые 100 метров поднятия или опускания, а влажноадиабатический градиент - это понижение температуры влажного насыщенного воздуха меньше чем на 1° С на каждые 100 метров поднятия.

-Инверсия в метеорологии означает аномальный характер изменения какого-либо параметра в атмосфере с увеличением высоты. Наиболее часто это относится к температурной инверсии, то есть к увеличению температуры с высотой в некотором слое атмосферы вместо обычного понижения (см. атмосфера Земли).

Различают два типа инверсии:

1.приземные инверсии температуры, начинающиеся непосредственно от земной поверхности (толщина слоя инверсии - десятки метров)

2.инверсии температуры в свободной атмосфере (толщина слоя инверсии достигает сотни метров)

Инверсия температуры препятствует вертикальным перемещениям воздуха и способствует образованию дымки, тумана, смога, облаков, миражей. Инверсия сильно зависит от местных особенностей рельефа. Увеличение температуры в инверсионном слое колеблется от десятых долей градусов до 15-20 °C и более. Наибольшей мощностью обладают приземные инверсии температуры в Восточной Сибири и в Антарктиде в зимний период.

Билет.

Суточный ход температуры воздуха- изменение температуры воздуха в течение суток. Суточный ход температуры воздуха в общем отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают, максимум наблюдается в 14 часов, минимум-после восхода Солнца. Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом-до 2 км.

Суточная амплитуда температуры воздуха- разница между максимальной и минимальной температурами воздуха в течение суток. Суточная амплитуда температуры воздуха наибольшая в тропических пустынях-до 40 0 , в экваториальных и умеренных широтах она уменьшается. Суточная амплитуда меньше зимой и в облачную погоду. Над водной поверхностью она значительно меньше, чем над сушей; над растительным покровом меньше, чем над оголенными поверхностями.

Годовой ход температуры воздуха определяется прежде всего широтой места. Годовой ход температуры воздуха- изменение среднемесячной температуры в течение года. Годовая амплитуда температуры воздуха- разница между максимальной и минимальной среднемесячными температурами. Выделают четыре типа годового хода температуры; в каждом типе два подтипа-морской и континентальный, характеризующиеся различной годовой амплитудой температуры. В экваториальном типе годового хода температуры наблюдается два небольших максимума и два небольших минимума. Максимумы наступают после дней равноденствия, когда солнце в зените над экватором. В морском подтипе годовая амплитуда температуры воздуха составляет 1-2 0 , в континентальном 4-6 0 . Температура весь год положительная. В тропическом типе годового хода температуры выделяется один максимум после летнего солнцестояния и один минимум-после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии. В морском подтипе годовая амплитуда температур равна 5 0 , в континентальном 10-20 0 . В умеренном типе годового хода температуры также наблюдается один максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии, зимой температуры отрицательные. Над океаном амплитуда сосотавляет 10-15 0 , над сушей увеличивается по мере удаления от океана: на побережье-10 0 , в центре материка-до 60 0 . В полярном типе годового хода температуры сохраняется один максимум после дня летнего солнцестояния и один минимум после дня зимнего солнцестояния в Северном полушарии, температура большую часть года-отрицательная. Годовая амплитуда на море равна 20-30 0 , на суше-60 0 . Выделенные типы отражают зональный ход температуры, обусловленный притоком солнечной радиации. На годовой ход температуры большое влияние оказывает перемещение воздушных масс.

Билет.

Изотермы -линии, соединяющие на карте точки с одинаковыми температурами.

Летом материки больше прогреты, изотермы над сушей изгибаются в строну полюсов.

На карте зимних температур (декабрь в Северном полушарии и июль в Южном) изотермы значительно отклоняются от параллелей. Над океанами изотермы далеко продвигаются к высоким широтам, образуя «языки тепла»; над сушей изотермы отклоняются к экватору.

Средняя годовая температура Северного полушария +15,2 0 С, а Южного +13,2 0 С. Минимальная температура в Северном полушарии достигла -77 0 С (Оймякон) и -68 0 С (Верхоянск). В Южном полушарии минимальные температуры гораздо ниже; на станциях «Советская» и «Восток» была отмечена температура -89,2 0 С. Минимальная температура в безоблачную погоду в Антарктиде может опускаться до -93 0 С. Самые высокие температуры наблюдаются в пустынях тропического пояса, в Триполи +58 0 С; в Калифорнии, в долине Смерти отмечена температура +56,7 0 .

О том, насколько сильно материки и океаны влияют на распредление температур, дают представлние карты изаномал. Изаномалы- линии, соединяющие точки с одинаковыми аномалиями температур. Аномалии представляют собой отклонения фактических температур от среднеширотных. Аномалии бывают положительные и отрицательные. Положительные наблюдаются летом над прогретыми материками

Тропики и полярные круги нельзя считать действительными границами тепловых поясов(система классификации климатов по темп-ре воздуха) , так как на распределение температур влияет еще ряд факторов: рапределение суши и воды, течений. За границы тепловых поясов приняты изотермы. Жаркий пояс распологаетя между годовыми изотермами 20 0 С и оконтуривает полосу дикорастущих пальм. Границы умернного пояса проводятся по изотерме 10 0 С самого теплого месяца. В Северном полушарии граница совпадает с распространением лесотундры. Граница холодного пояса проходит по изотерме 0 0 С самого теплого месяца. Пояса мороза распологаются вокруг полюсов.

Почва – компонент климатической системы, являющийся наиболее активным аккумулятором солнечного тепла, поступающего на поверхность земли.

Суточный ход температуры подстилающей поверхности имеет один максимум и один минимум. Минимум наступает около восхода солнца, максимум – в послеполуденные часы. Фаза суточного хода и его суточная амплитуда зависят от времени года, состояния подстилающей поверхности, количества и осадков, а также, от местоположения станций, типа почвы и ее механического состава.

По механическому составу почвы делятся на песчаные, супесчаные и суглинистые, различающиеся между собой по теплоемкости, температуропроводности и генетическим свойствам (в частности, по цвету). Темные почвы поглощают больше солнечной радиации и, следовательно, сильнее прогреваются, чем светлые. Песчаные и супесчаные почвы, характеризующиеся меньшей , теплее суглинистых.

В годовом ходе температуры подстилающей поверхности прослеживается простая периодичность с минимумом в зимнее время и максимумом летом. На большей части территории России наиболее высокая температура почвы наблюдается в июле, на Дальнем Востоке в прибрежной полосе Охотского моря, на и – в июле – августе, на юге Приморского края – в августе.

Максимальные температуры подстилающей поверхности в течение большей части года характеризуют экстремальное термическое состояние почвы, и лишь для самых холодных месяцев – поверхности .

Условиями погоды, благоприятными для достижения подстилающей поверхностью максимальных температур, являются: малооблачная погода, когда максимален приток солнечной радиации; малые скорости ветра или штиль, поскольку повышение скорости ветра способствует увеличению испарения влаги из почвы; малое количество осадков, так как сухая почва характеризуется меньшей тепло- и температуропроводностью. Кроме того, в сухой почве меньше затраты тепла на испарение. Таким образом, абсолютные максимумы температуры обычно отмечаются в наиболее ясные солнечные дни на сухой почве и, обычно, в послеполуденные часы.

Географическое распределение средних из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности сходно с распределением изогеотерм средних месячных температур поверхности почвы в летние месяцы. Изогеотермы имеют в основном широтное направление. Влияние морей на температуру поверхности почвы проявляется в том, что на западном побережье Японского и , на Сахалине и Камчатке широтное направление изогеотерм нарушается и становится близким к меридиональному (повторяет очертания береговой линии). На Европейской части России значения среднего из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности изменяются от 30–35°С на побережье северных морей до 60–62°С на юге Ростовской области, в Краснодарском и Ставропольском краях, в Республике Калмыкия и Республике Дагестан. В районе средние из абсолютных годовых максимумов температуры поверхности почвы на 3–5°С ниже, чем в близлежащих равнинных территориях, что связано с влиянием возвышенностей на увеличение осадков в данном районе и увлажнение почвы. Равнинные территории, закрытые возвышенностями от преобладающих ветров, отличаются пониженным количеством осадков и меньшими скоростями ветра, а, следовательно, и повышенными значениями экстремальных температур поверхности почвы.

Наиболее быстрый рост экстремальных температур с севера на юг происходит в зоне перехода от лесной и зон к зоне , что связано с уменьшением осадков в степной зоне и с изменением состава почв. На юге при общем низком уровне содержания влаги в почве одним и тем же изменениям влажности почвы соответствуют более значительные различия в температуре почв, отличающихся между собой по механическому составу.

Так же резко происходит уменьшение средних из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности с юга на север в северных районах Европейской части России, при переходе от лесной зоны к зонам и тундры – районам избыточного увлажнения. Северные районы Европейской части России, благодаря активной циклонической деятельности, кроме всего прочего, отличаются от южных районов повышенным количеством облачности, что резко снижает приход солнечной радиации к земной поверхности.

На Азиатской части России наиболее низкие из средних абсолютных максимумов имеют место на островах и севере (12–19°С). По мере продвижения к югу происходит увеличение экстремальных температур, причем на севере Европейской и Азиатской частей России это увеличение происходит более резко, чем на остальной территории. В районах с минимальным количеством осадков (например, районы междуречья Лены и Алдана) выделяются очаги повышенных значений экстремальных температур. Так как районы отличаются очень сложным , то экстремальные температуры поверхности почвы для станций, находящихся в различных формах рельефа (горные районы, котловины, низменности, долины крупных сибирских рек), сильно отличаются. Наибольших значений средние из абсолютных годовых максимумов температуры подстилающей поверхности достигают на юге Азиатской части России (кроме прибрежных районов). На юге Приморского края средние из абсолютных годовых максимумов ниже чем в континентальных районах, расположенных на той же широте. Здесь их значения достигают 55–59°С.

Минимальные температуры подстилающей поверхности наблюдаются также при вполне определенных условиях: в наиболее холодные ночи, в часы близкие к восходу солнца, при антициклональном режиме погоды, когда малая облачность благоприятствует максимальному эффективному излучению.

Распределение изогеотерм средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности аналогично распределению изотерм минимальных температур воздуха. На большей части территории России, кроме южных и северных районов, изогеотермы средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности принимают меридиональную направленность (убывают с запада на восток). На Европейской части России средние из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности изменяются от – 25°С в западных и южных районах до –40…–45°С в восточных и, особенно, северо-восточных районах (Тиманский кряж и Большеземельская тундра). Самые высокие значения средних из абсолютных годовых минимумов температуры (–16…–17°С) имеют место на Черноморском побережье. На большей части Азиатской части России средние из абсолютных годовых минимумов варьируют в пределах –45…–55°С. Столь незначительное и достаточно равномерное распределение температуры на огромной территории связано с однотипностью условий образования минимальных температур в районах, подверженных влиянию сибирского .

В районах Восточной Сибири со сложным рельефом, особенно в Республике Саха (Якутия), наряду с радиационными факторами, существенное влияние на уменьшение минимальных температур оказывают особенности рельефа. Здесь в сложных условиях горной страны во впадинах и котловинах создаются особенно благоприятные условия для выхолаживания подстилающей поверхности. В Республике Саха (Якутия) имеют место наиболее низкие значения средних из абсолютных годовых минимумов температуры подстилающей поверхности на территории России (до –57…–60°С).

На побережье арктических морей, в связи с развитием здесь активной зимней циклонической деятельности, минимальные температуры выше, чем во внутренних районах. Изогеотермы имеют почти широтное направление, и понижение средних из абсолютных годовых минимумов с севера на юг происходит довольно быстро.

На побережье изогеотермы повторяют очертания берегов. Влияние Алеутского минимума проявляется в повышении средних из абсолютных годовых минимумов в прибрежной зоне по сравнению с внутренними районами, особенно на южном побережье Приморского края и на Сахалине. Средние из абсолютных годовых минимумов составляют здесь –25…–30°С.

От величины отрицательных температур воздуха в холодный период года зависит промерзание почвы. Важнейшим фактором, препятствующим промерзанию почвы, является наличие снежного покрова. Такие его характеристики, как время образования, мощность, продолжительность залегания определяют глубину промерзания почвы. Позднее установление снежного покрова способствует большему промерзанию почвы, так как в первую половину зимы интенсивность промерзания почвы наибольшая и, наоборот, раннее установление снежного покрова препятствует значительному промерзанию почвы. Влияние толщины снежного покрова наиболее сильно проявляется в районах с низкой температурой воздуха.

При одних и тех же глубина промерзания зависит от типа почвы, ее механического состава и влажности.

Например, в северных районах Западной Сибири при низкой и мощном снежном покрове глубина промерзания почвы меньше, чем в более южных и теплых районах с малым . Своеобразная картина имеет место в районах с неустойчивым снежным покровом (южные районы Европейской части России), где он может способствовать увеличению глубины промерзания почвы. Это связано с тем, что при частой смене морозов и оттепелей на поверхности тонкого снежного покрова образуется ледяная корка, коэффициент теплопроводности которой в несколько раз больше теплопроводности снега и воды. Почва при наличии такой корки значительно быстрее охлаждается и промерзает. Уменьшению глубины промерзания почвы способствует наличие растительного покрова, так как он задерживает и накапливает снег.

Тепловая энергия поступает в нижние слои атмосферы главным образом от подстилающей поверхности. Тепловой режим этих слоев

тесно связан с тепловым режимом земной поверхности, поэтому его изучение является также одной из важных задач метеорологии.

Основными физическими процессами, при которых почва по­лучает или отдает тепло, являются: 1) лучистый теплообмен; 2) турбулентный теплообмен между подстилающей поверхностью и атмосферой; 3) молекулярный теплообмен между поверхностью почвы и нижним неподвижным прилегающим слоем воздуха; 4) те­плообмен между слоями почвы; 5) фазовый теплообмен: затраты тепла на испарение воды, таяние льда и снега на поверхности и в глубине почвы или его выделение при обратных процессах.

Тепловой режим поверхности земли и водоемов определяется их теплофизическими характеристиками. Особое внимание при подготовке следует обратить на вывод и анализ уравнения тепло­проводности почвы (уравнение Фурье). Если почва однородна по вертикали, то ее температура t на глубине z в момент времени т мо­жет быть определена из уравнения Фурье

где а - температуропроводность почвы.

Следствием этого уравнения являются основные законы рас­пространения температурных колебаний в почве:

1. Закон неизменности периода колебаний с глубиной:

T(z) = const (2)

2. Закон уменьшения амплитуды колебаний с глубиной:

(3)

где и - амплитуды на глубинах а - темпера­туропроводность слоя почвы, лежащего между глубинами ;

3. Закон сдвига фазы колебаний с глубиной (закон запаздыва­ния):

(4)

где запаздывание, т.е. разность между моментами наступ­ления одинаковой фазы колебаний (например, максимума) на глубинах и Колебания температуры проникают в почву до глуби­ны z np , определяемой соотношением:

(5)

Кроме того, необходимо обратить внимание на ряд следствий из закона уменьшения амплитуды колебаний с глубиной:

а) глубины, на которых в разных почвах ( ) амплитуды температурных колебаний с одинаковым периодом ( = Т 2) умень­шаются в одинаковое число раз относятся между собой как корни квадратные из температуропроводности этих почв

б) глубины, на которых в одной и той же почве (а = const) ам­плитуды температурных колебаний с разными периодами () уменьшаются в одинаковое число раз =const , относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний

(7)

Необходимо четко усвоить физический смысл и особенности формирования теплового потока в почву.

Поверхностная плотность теплового потока в почве определя­ется по формуле:

где λ - коэффициент теплопроводности почвы вертикаль­ный градиент температуры.

Мгновенные значение Р выражаются в кВт/м с точностью до сотых, суммы Р - в МДж/м 2 (часовые и суточные - с точностью до сотых, месячные - до единиц, годовые - до десятков).

Средняя поверхностная плотность теплового потока через по­верхность почвы за интервал времени т описывается формулой

где С - объемная теплоемкость почвы; интервал; z„ p - глубина проникновения температурных колебаний; ∆t cp - разность средних температур слоя почвы до глубины z np в конце и в начале интервала т. Приведем основные примеры задач по теме «Тепловой режим почвы».

Задача 1. На какой глубине уменьшается в е раз амплитуда су­точных колебаний в почве, имеющей коэффициент температуро­проводности а = 18,84 см 2 /ч?

Решение. Из уравнения (3) следует, что амплитуда суточных ко­лебаний уменьшится в е раз на глубине, соответствующей условию

Задача 2. Найти глубину проникновения суточных колебаний температуры в гранит и в сухой песок, если экстремальные темпе­ратуры поверхности соседних участков с гранитной почвой 34,8 °С и 14,5 °С, а с сухой песчаной почвой 42,3 °С и 7,8 °С. Температуро­проводность гранита а г = 72,0 см 2 /ч, сухого песка а п = 23,0 см 2 /ч.

Решение. Амплитуда температуры на поверхности гранита и песка равна:

Глубина проникновения рассматривается по формуле (5):

В связи с большей температуропроводностью гранита мы по­лучили и большую глубину проникновения суточных колебаний температуры.

Задача 3. Предположив, что температура верхнего слоя почвы изменяется с глубиной линейно, следует вычислить поверхностную плотность теплового потока в сухом песке, если температура его поверхности составляет 23,6 "С, а температура на глубине 5 см рав­на 19,4 °С.

Решение. Температурный градиент почвы в этом случае равен:

Теплопроводность сухого песка λ= 1,0 Вт/м*К. Поток тепла в почву определяем по формуле:

Р = -λ - = 1,0 84,0 10" 3 = 0,08 кВт/м 2

Тепловой режим приземного слоя атмосферы определяется главным образом турбулентным перемешиванием, интенсивность которого зависит от динамических факторов (шероховатости зем­ной поверхности и градиентов скоростей ветра на различных уров­нях, масштаба движения) и термических факторов (неоднородности нагревания различных участков поверхности и вертикального рас­пределения температуры).

Для характеристики интенсивности турбулентного перемеши­вания используется коэффициент турбулентного обмена А и коэф­фициент турбулентности К. Они связаны соотношением

К = А/р (10)

где р - плотность воздуха.

Коэффициент турбулентности К измеряется в м 2 /с, с точностью до сотых долей. Обычно в приземном слое атмосферы используют коэффициент турбулентности К] на высоте г" = 1 м. В пределах при­земного слоя:

где z - высота (м).

Необходимо знать основные методы определения К\.

Задача 1. Вычислить поверхностную плотность вертикально­го теплового потока в приземном слое атмосферы через площадку, на уровне которой плотность воздуха равна нормальной, коэффици­ент турбулентности равен 0,40 м 2 /с, а вертикальный градиент тем­пературы 30,0 °С/100м.

Решение. Вычисляем поверхностную плотность вертикального теплового потока по формулe

L=1.3*1005*0.40*

Изучите факторы, влияющие на тепловой режим приземного слоя атмосферы, а также периодические и непериодические измене­ния температуры свободной атмосферы. Уравнения теплового балан­са земной поверхности и атмосферы описывают закон сохранения энергии, полученной деятельным слоем Земли. Рассмотрите суточ­ный и годовой ход теплового баланса и причины его изменений.

Литература

Раздел Ш, гл. 2, § 1 -8.

Вопросы для самопроверки

1. Какие факторы определяют тепловой режим почвы и водоемов?

2. Каков физический смысл теплофизических характеристик и как они влияют на температурный режим почвы, воздуха, воды?

3. От чего зависят и как зависят амплитуды суточных и годовых колебаний тем­пературы поверхности почвы?

4. Сформулируйте основные законы распределения температурных колебаний в почве?

5. Какие следствия вытекают из основных законов распределения температурных колебаний в почве?

6. Каковы средние глубины проникновения суточных и годовых колебаний тем­пературы в почве и в водоемах?

7. Каково влияние растительного и снежного покрова на тепловой режим почвы?

8. Какие особенности теплового режима водоемов, в отличие от теплового режима почвы?

9. Какие факторы влияют на интенсивность турбулентности в атмосфере?

10. Какие количественные характеристики турбулентности вы знаете?

11. Каковы основные методы определения коэффициента турбулентности, их дос­тоинства и недостатки?

12. Нарисуйте и проанализируйте суточный ход коэффициента турбулентности над поверхностью суши и водоема. В чем причины их различия?

13. Как определяется поверхностная плотность вертикального турбулентного теп­лового потока в приземном слое атмосферы?