Лекция 12 Тепловой режим атмосферы и подстилающей
реклама
ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ и земной поверхности Тепловой баланс земной поверхности • на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. • Они поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло. Земная поверхность (деятельная поверхность, подстилающая поверхность) • • • • • • т. е. поверхность почвы или воды (растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх — в атмосферу и вниз — в почву или в воду. В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности. уравнение теплового баланса, • Чтобы написать уравнение теплового баланса, во-первых, объединим поглощенную радиацию Q (1- А) и эффективное излучение Еэф = Ез - Еа в радиационный баланс: B=S’ +D – R + Eа – Ез или B= Q (1- А) - Еэф Радиационный баланс земной поверхности Это разность между поглощенной радиацией (суммарная радиация минус отраженная) и эффективным излучением (излучение земной поверхности минус встречное излучение) - B=S’ +D – R + Eа – Ез В=Q(1-A)-Eэф Ночью коротковолновый баланс =0 Поэтому В= - Eэф 1) Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности обозначим Р 2) Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды назовем А. 3) Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земной поверхности обозначим LE, где L — удельная теплота испарения и Е — испарение / конденсация (масса воды). Тогда уравнение теплового баланса земной поверхности напишется так: • В= Р+А+LE Уравнение теплового баланса относится к единице площади деятельной поверхности Все его члены – потоки энергии Они имеют размерность Вт/м2 смысл уравнения состоит в том что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла. Уравнение действительно для любого промежутка времени, в том числе и для многолетнего периода. Составляющие теплового баланса системы Земля-атмосфера Получено от солнца Отдано земной поверхностью Варианты баланса тепла Q – радиационный баланс LE – затраты тепла на испарение H – турбулентный поток тепла из (в) атмосферы от подстилающей поверхности G -- поток тепла в (из) глубь почвы Приход и расход В= Р+А+LE В=Q(1-A)-Eэф • Q(1-A)- Поток солнечной радиации, частично отражаясь проникает вглубь деятельного слоя на разные глубины и всегда нагревает его • Эффективное излучение обычно охлаждает поверхность Eэф • Испарение также всегда охлаждает поверхность LE • Поток тепла в атмосферу Р охлаждает поверхность днем, когда она горячее воздуха, но согревает ночью, когда атмосфера теплее поверхности земли. • Поток тепла в почву А, отводит лишнее тепло днем (охлаждает поверхность) , но подводит недостающее тепло из глубин ночью средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало • От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. • Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу. Поэтому слои почвы и воды, и их поверхность день ото дня нагреваются. • Зимой происходит обратный процесс. • Эти сезонные изменения приходо-расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало. Подстилающая поверхность - это земная поверхность, непосредственно взаимодействующая с атмосферой Деятельная поверхность – Виды теплообмена деятельной поверхности • Это поверхность почвы, растительности и любого другого вида поверхности суши и океана (воды), которая поглощает и отдает тепло • Она регулирует термический режим самого тела и прилегающего слоя воздуха (приземного слоя) Примерные значения параметров тепловых свойств деятельного слоя Земли Вещество Плотность Кг/м3 Теплоемкость Дж/(кг·К) Теплопроводность Вт/(м · К) воздух 1,22 1000 0,02 вода 1000 4200 0,63 лед 900 2100 0,5 снег 200 3000 0,11 дерево 700 1200 1,0 песок 500 2000 0,25 скала 2700 880 3,0 Как прогревается земля: теплопроводность – один из видов теплопереноса Механизм теплопроводности (передача тепла вглубь тел) Теплопроводность - один из видов переноса теплоты от более нагретых частей тела к менее нагретым, приводящий к выравниванию температуры. • При этом в теле осуществляется передача энергии от частиц (молекул, атомов, электронов), обладающих большей энергией, частицам с меньшей • Если относительное изменение температуры Т на расстоянии средней длины свободного пробега частиц мало, то выполняется основной закон теплопроводности (закон Фурье): плотность теплового потока q пропорциональна grad T, то есть • • • • где λ — коэффициент теплопроводности, или просто теплопроводность, не зависит от grad T . λ зависит от агрегатного состояния вещества (см. табл.), его атомно-молекулярного строения, температуры и давления, состава (в случае смеси или раствора) и т. д. • Поток тепла в почву • В уравнении теплового баланса это А • T G c z Передача тепла в почву подчиняется законам теплопроводности Фурье (1 и 2) 1) Период колебания температуры не меняется с глубиной 2) Амплитуда колебания затухает с глубиной по экспоненте Распространение тепла в глубь почвы • Чем больше плотность и влажность почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распространяются в глубину и тем глубже проникают колебания температуры. • Но, независимо от типа почвы, период колебаний температуры не изменяется с глубиной. • Это значит, что не только на поверхности, но и на глубинах остается суточный ход с периодом в 24 часа между каждыми двумя последовательными максимумами или минимумами и годовой ход с периодом в 12 месяцев. Формирование температуры в верхнем слое почвы (Что показывают коленчатые термометры) Амплитуда колебаний убывает по экспоненте. Ниже некоторой глубины (около 30-70 см см) температура за сутки почти не меняется. Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы • Температура на поверхности почвы имеет суточный ход: • Минимум наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю — отдача тепла из верхнею слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен. • Затем температура на поверхности почвы растет до 13— 14 часов, когда достигает максимума в суточном ходе. • После этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные часы, остается положительным; однако отдача тепла в дневные часы из верхнего слоя почвы в атмосферу происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей теплопроводности, а также при увеличившемся испарении воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Поэтому температура на поверхности почвы падает с 13—14 часов до утреннего минимума. Суточный ход температуры в почве на разных глубинах Павловск, май . амплитуды колебаний с глубиной уменьшаются. Так, если на поверхности суточная амплитуда равна 30°, а на глубине 20 см - 5°, то на глубине 40 см она будет уже менее 1° На некоторой сравнительно небольшой глубине суточная амплитуда убывает до нуля. На этой глубине (около 70—100 см) начинается слой постоянной суточной температуры. Амплитуда годовых колебаний температуры уменьшается с глубиной по тому же закону. Однако годовые колебания распространяются до большей глубины, что вполне понятно: для их распространения имеется больше времени. Амплитуды годовых колебаний убывают до нуля на глубине около 30 м в полярных широтах, около 15—20 м в средних широтах, около 10 м в тропиках (где и на поверхности почвы годовые амплитуды меньше, чем в средних широтах). На этих глубинах начинается, слой постоянной годовой температуры. Суточный ход в почве затухает с глубиной по амплитуде и запаздывает по фазе в зависимости от влажности почвы: максимум приходится на вечер на суше и на ночь – на воде ( так же и минимум – на утро и на день) Законы теплопроводности Фурье (3) 3) С глубиной линейно растет запаздывание колебания по фазе Т.е. время наступления максимума температуры сдвигается относительно вышерасположенных слоев на несколько часов (к вечеру и даже ночи) Четвертый закон Фурье • глубины слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний, т. е. как √ 1: 365. • Это значит, что глубина, на которой затухают годовые колебания, в 19 раз больше, чем глубина, на которой затухают суточные колебания. • И этот закон, так же, как и остальные законы Фурье, достаточно хорошо подтверждается наблюдениями. Формирование температуры во всем деятельном слое почвы (Что показывают вытяжные термометры) 1. Период колебаний температуры не изменяется с глубиной 2. Ниже некоторой глубины температура за год не меняется. 3. Глубины распространения годовых колебаний примерно в 19 раз больше, чем суточных Проникновение температурных колебаний вглубь почвы в соответствии с моделью теплопроводности Все установленные из модели теплопроводности следствия вполне согласуются с данными наблюдений Поэтому их часто называют Законами Фурье Средний суточный ход температуры на поверхности почвы (П) и в воздухе на высоте 2 м (В). Павловск, июнь. . Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте метеорологической будки. Это понятно: днем солнечная радиация прежде всего нагревает почву, а уже от нее нагревается воздух. годовой ход температуры почвы Температура поверхности почвы, конечно, меняется и в годовом ходе. В тропических широтах ее годовая амплитуда, т. е. разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяца года, мала и с широтой растет. В северном полушарии на широте 10° она около 3°, на широте 30° около 10°, на широте 50° в среднем около 25°. Колебания температуры в почве затухают с глубиной по амплитуде и запаздывают по фазе, максимум сдвигается на осень, а минимум на весну Годовые максимумы и минимумы запаздывают на 20—30 дней на каждый метр глубины. Годовой ход температуры в почве на разных глубинах от 3 до 753 см в Калининграде. В тропических широтах годовая амплитуда, т. е. разность многолетних средних температур самого теплого и самого холодного месяца года, мала и растет с широтой. В северном полушарии на широте 10° она около 3°, на широте 30° около 10°, на широте 50° в среднем около 25°. Метод термоизоплет • Наглядно представляет все особенности хода температуры и во времени и с глубиной ( в одном пункте) • Пример – годовой ход и суточный ход Изоплеты годового хода температуры в почве в Тбилиси • • • Суточный ход температуры воздуха приземного слоя Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточного хода температуры в метеорологической будке меньше, чем на поверхности почвы, в среднем примерно на одну треть. Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом температуры почвы (минут на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13—14 часов температура почвы, как мы знаем, начинает понижаться. В 14— 15 часов она уравнивается с температурой воздуха; с этого времени при дальнейшем падении температуры почвы начинает падать и температура воздуха. • Таким образом, минимум в суточном ходе температуры воздуха у земной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум — на 14—15 часов. Различия в тепловом режиме почвы и водоемов Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водоемов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде — также путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. Особенности температуры водоемов, связанные с большими коэффициентами турбулентной теплопередачи Суточные и годовые колебания в воде проникают на значительно большие глубины, чем в почве Амплитуды температуры гораздо меньше и почти одинаковы в ВКС озер и морей Потоки тепла в деятельном слое воды во много раз больше, чем в почве Суточные и годовые колебания • • • • В результате суточные колебания температуры воды распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве — менее чем до одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве — только на 10—20 м. Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который, таким образом, сильно нагревается. • Теплообмен с более глубокими слоями в уравнении теплового баланса «А» для воды гораздо больше, чем для почвы, • а Поток тепла в атмосферу «Р» (турбулентность) соответственно меньше. • • Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу. Получены карты турбулентного теплообмена атмосферы и подстилающей поверхности В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев и в связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы. ТЕПЛОЁМКОСТЬ - Количество теплоты, поглощаемой телом при нагревании на 1 градус (по Цельсию) или отдаваемой при остывании на 1 градус (по Цельсию) или способность материала аккумулировать тепловую энергию. • Вследствие указанных различий в распространении тепла: 1. вода за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. 2. почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме. • В результате указанных различий температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей. • • В средних широтах за теплую половину года в почве накапливается 1,5—3 ккал тепла на каждый квадратный сантиметр поверхности. В холодное время почва отдает это тепло атмосфере. Величина ±1,5—3 ккал/см2 в год составляет годовой теплооборот почвы. По амплитудам годового хода температуры определяют континентальный климат или морской Карта амплитуд годового хода температуры у поверхности Земли Положение места относительно береговой линии существенно влияет на режим температуры, влажности, облачности, Осадков и определяет степень континентальности климата. Континентальность климата • Континентальность климата - совокупность характерных особенностей климата, определяемых воздействиями материка на процессы климатообразования. • В климате над морем (морской климат) наблюдаются малые годовые амплитуды температуры воздуха по сравнению с континентальным климатом над сушей с большими годовыми амплитудами температуры. Годовой ход температуры воздуха на широте 62° с.ш.: на Фарерских островах и Якутске отражает географическое положение этих пунктов: в первом случае - у западных берегов Европы, во втором - в восточной части Азии Средняя годовая амплитуда в Торсхавне 8°, в Якутске 62°C. На континенте Евразия наблюдается возрастание годовой амплитуды в направлении с запада на восток. Евразия - материк с наибольшим распространением континентального климата • Этот тип климата характерен для внутренних регионов материков. • Континентальный климат является господствующим на значительной части территории России, Украины, Средней Азии (Казахстан, Узбекистан, Таджикистан), Внутреннего Китая, Монголии, внутренних регионах США и Канады. • Континентальный климат приводит к образованию степей и пустынь, так как большая часть влаги морей и океанов не доходит до внутриконтинентальных регионов. индекс континентальности - это числовая характеристика континентальности климата. • Существует ряд вариантов И К, в основу которых положена та или иная функция годовой амплитуды температуры воздуха А: • по Горчинскому, по Конраду,по Ценкеру, по Хромову • • Есть индексы, построенные на других основаниях. Например, предложено· в качестве И. К. отношение повторяемости континентальных воздушных, масс к повторяемости морских воздушных масс. Л. Г. Полозова предложила характеризовать континентальность по отдельности для января и июля по отношению к наибольшей континентальности на данной широте; эта последняя определяется по изаномалам температуры. Η. Η. Иванов предложил И. К. в виде функции от широты, годовой и суточной амплитуд температуры и от дефицита влажности в самый сухой месяц. • • индекс континентальности • • • Величина годовой амплитуды температуры воздуха зависит от географической широты. Формула Л. Горчинского В низких широтах годовые амплитуды температуры меньше по сравнению с высокими широтами. Это положение приводит к необходимости исключения влияния широты на годовую амплитуду. где А - годовая амплитуда температуры. Для этого предложены различные показатели континентальности климата, Средняя континентальность над представленные функцией океаном равна нулю, а для Верхоянска годовой амплитуды температуры и широты места. равна 100. индекс континентальности по Хромову к= (A - 5,4sin ѱ)/A Морской и континентальный • Область умеренного морского климата характеризуется довольно тёплой зимой (от -8°С до 0°С), прохладным летом (+16°С) и большим количеством осадков (более 800 мм), равномерно выпадающих в течение всего года. • Для умеренно континентального климата характерно колебание температуры воздуха примерно от -8°С в январе до +18°С в июле, осадков здесь больше — 600-800 мм, которые выпадают большей частью летом. • Для области континентального климата характерны более низкие температуры в зимний период (до -20°С) и меньшее количество осадков (около 600 мм). • В области умеренного резко континентального климата зима будет ещё холоднее — до -40°С, а осадков ещё меньше — 400-500 мм. Экстремумы • В Московской области летом на поверхности обнаженной почвы наблюдаются температуры до +55°, а в пустынях — даже до +80°. • Ночные минимумы температуры, наоборот, бывают на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, так как, прежде всего, почва выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух. • Зимой в Московской области ночные температуры на поверхности (в это время покрытой снегом) могут падать ниже —50°, летом (кроме июля) — до нуля. На снежной поверхности во внутренних районах Антарктиды даже средняя месячная температура в июне около —70°, а в отдельных случаях она может падать до —90°. Карты средней температуры Воздуха Январь и июль Распределение температуры воздуха (зональность распределения –главный фактор климатической зональности) Средняя годовая Средняя –лето ( июль) Средняя за январь Средняя по широтным поясам Температурный режим территории России Характеризуется большими контрастами в зимний период. В Восточной Сибири зимний антициклон, являющийся чрезвычайно устойчивым барическим образованием, способствует формированию на северо-востоке России полюса холода со среднемесячной температурой воздуха зимой –42°С. Средний минимум температуры зимой составляет –55°С. На Европейской территории России под влиянием переноса теплого атлантического воздуха средняя температура за зиму изменяется от –2...–4°С на юго-западе, достигая на Черноморском побережье положительных значений, до –10...–12°С в центральных областях. Средняя температура приземного воздуха (°С) зимой 1961–1990 гг. Средняя температура приземного воздуха (°С) летом 1961–1990 гг. Средняя температура воздуха изменяется от 4– 5°С на северных побережьях до 20–22°С на югозападе, где ее средний максимум составляет 36– 38°С, а абсолютный максимум 45°С. Амплитуда экстремальных значений температуры достигает 90°С. Особенностью режима температуры воздуха России являются ее большие суточные и годовые амплитуды, особенно в резко континентальном климате Азиатской территории. Годовая амплитуда изменяется от 8–10°С ЕТР до 63°С в Восточной Сибири в районе Верхоянского хребта. Влияние растительного покрова на температуру поверхности почвы Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью. Ночное излучение происходит при этом преимущественно с поверхности самой растительности, которая и будет наиболее охлаждаться. Почва же под растительным покровом сохраняет более высокую температуру. Однако днем растительность препятствует радиационному нагреванию почвы. Суточная амплитуда температуры под растительным покровом уменьшена, а средняя суточная температура понижена. Итак, растительный покров в общем охлаждает почву. В Ленинградской области поверхность почвы под полевыми культурами может оказаться в дневные часы на 15° холоднее, чем почва под паром. В среднем же за сутки она холоднее обнаженной почвы на 6°, и даже на глубине 5—10 см остается разница в 3—4°. Влияние снежного покрова на температуру почвы Снежный покров предохраняет почву зимой от потери тепла. Излучение идет с поверхности самого снежного покрова, а почва под ним остается более теплой, чем обнаженная почва. При этом суточная амплитуда температуры на поверхности почвы под снегом резко уменьшается. В средней полосе Европейской территории России при снежном покрове 50 см температура поверхности почвы под ним на 6—7° выше, чем температура обнаженной почвы, и на 10° выше, чем температура на поверхности самого снежного покрова. Зимнее промерзание почвы под снегом достигает глубин порядка 40 см, а без снега может распространяться до глубин более 100 см. Итак, растительный покров летом снижает температуру на поверхности почвы, а снежный покров зимой, напротив, ее повышает. Совместное действие растительного покрова летом и снежного зимой уменьшает годовую амплитуду температуры на поверхности почвы; это уменьшение — порядка 10° в сравнении с обнаженной почвой. ОПАСНЫЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ И ИХ КРИТЕРИИ 1. очень сильный ветер (в т.ч. шквал) – не менее 25 м/с, (включая порывы), на побережье морей и в горных районах не менее 35 м/ с; 2. очень сильный дождь – не менее 50 мм за период не более 12 ч 3. ливень не менее 30мм за период не более 1 ч; 4. очень сильный снег – не менее 20мм за период не более 12 ч; 5. крупный град - не менее 20мм; 6. сильная метель- при средней скорости ветра не менее 15м/с и видимости менее 500 м; Сильная пыльная буря – при средней скорости ветра не менее 15м/с, и видимости не более 500 м; 8. Сильный туман – видимость не более 50 м; 9. Сильное гололедно-изморозевое отложение не менее 20 мм для гололеда, не менее 35 мм для сложного отложения или мокрого снега, не менее 50 мм для изморози. 10. Сильная жара - Высокая максимальная температура воздуха не менее 35 ºС в течение более 5 сут. 11. Сильный мороз - Минимальная температура воздуха не менее минус 35ºС в течение не менее 5 сут. 7. Опасные явления, связанные с повышенными температурами Пожароопасность Сильная жара Опасные явления, связанные с пониженными температурами Снежные бури- биззарды Сильные морозы Резкие потепления - фены Заморозки. Заморозком называется кратковременное понижение температуры воздуха или деятельной поверхности (поверхности почвы) до ОС и ниже на общем фоне положительных средних суточных температур Основные понятия о температуре воздуха • • • • • • • ЧТО НУЖНО ЗНАТЬ! Карту среднегодовой температуры Отличия температуры лета и зимы Зональность распределение температуры Влияние распределения суши и моря Распределение температуры воздуха по высоте Суточный и годовой ход температуры почвы и воздуха • Опасные явления погоды обусловленные температурным режимом
