Тепловой режим атмосферы

ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ

количественные показатели динамики температурного фактора, имеющие первостепенное значение для жизнедеятельности организмов. Тепловой режим определяется широтой местности, высотой над уровнем моря и временем года. Тесно связан со световым режимом. На тепловой режим большое влияние оказывает характер месторасположения растительности, жизнедеятельность всех живых организмов, определяющих микроклимат.

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 0,60 на 100 м. Вместе с тем, ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3-0,40 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).

25.Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы 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 1/3. Над поверхностью моря условия сложнее, о чем будет сказано дальше. Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом температуры почвы (минус на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13-14 часов температура почвы начинает понижаться. В 14-15 часов температура почвы 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.

Суточный ход температуры достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Еще более закономерным представляется он в среднем из большого числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода температуры - плавные кривые, похожие на синусоиды.

В отдельные дни суточный ход температуры воздуха может быть очень неправильным. Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные условия на земной поверхности, а также от адвекции, т.е. от притока воздушных масс с другой температурой. В результате этих причин минимум температуры может сместиться даже на дневные часы, а максимум - на ночь. Суточный ход температуры может вообще исчезнуть или кривая суточного изменения примет сложную или неправильную форму. Иначе говоря, регулярный суточный ход перекрывается или маскируется непериодическими изменениями температуры. Например, в Хельсинки в январе с вероятностью 24% суточный максимум температуры приходится на время между полуночью и часом ночи, и только в 13% случаев он приходится на промежуток времени от 12 до 14 ч.

Даже в тропиках, где непериодические изменения температуры слабее, чем в умеренных широтах, максимум температуры приходится на послеполуденные часы только в 50% всех случаев.

В климатологии обычно рассматривается суточный ход температуры воздуха, осредненный за многолетний период. В таком осредненном суточном ходе непериодические изменения температуры, приходящиеся более или менее равномерно на все часы суток, взаимно погашаются. Вследствие этого многолетняя кривая суточного ходя плавная и близка к синусоидальной. Суточная амплитуда температуры воздуха зависит от многих влияний. Прежде всего она определяется суточной амплитудой температуры на поверхности почвы: чем больше амплитуда на поверхности почвы, тем больше она в воздухе. Суточная амплитуда температуры на поверхности почвы зависит в основном от облачности. Следовательно, и суточная амплитуда температуры воздуха тесно связана с облачностью: в ясную погоду она больше, чем в пасмурную. Суточная амплитуда температуры воздуха меняется также по сезонам, по широте, а также в зависимости от характера почвы и рельефа местности. Зимой она меньше, чем летом, так же как и амплитуда температуры подстилающей поверхности. С увеличением широты суточная амплитуда температуры воздуха убывает, так как убывает полуденная высота солнца над горизонтом. Под широтами 20-30° на суше средняя за год суточная амплитуда температуры около 12°, под широтой 60° - около 6°C, под широтой 70° - только 3°. В самых высоких широтах, где солнце не восходит или не заходит много дней подряд, регулярного суточного ходя температуры нет.

Имеет значение и характер почвы и почвенного покрова. Чем больше суточная амплитуда температуры самой поверхности почвы, тем больше и суточная амплитуда температуры воздуха над нею. В степях и пустынях средняя суточная амплитуда достигает 15-20°С, иногда 30°С. Над густым растительным покровом она меньше. На суточной амплитуде сказывается и близость водных бассейнов: в приморских местностях она меньше, чем в глубине суши.

На выпуклых формах рельефа местности (на вершинах и на склонах гор и холмов) суточная амплитуда температуры воздуха меньше, чем на равнинной местности, а в вогнутых формах рельефа (в долинах, оврагах и лощинах) - больше (закон Воейкова). Причина заключается в том, что на выпуклых формах рельефа воздух имеет уменьшенную площадь соприкосновения с подстилающей поверхностью и быстро сносится с нее, заменяясь новыми массами воздуха. В вогнутых формах рельефа воздух сильнее нагревается от поверхности и больше застаивается в дневные часы, а ночью сильнее охлаждается и стекает по склонам вниз. Но в узких ущельях, где и приток радиации, и эффективное излучение меньше, суточные амплитуды также меньше, чем в широких долинах. Понятно, что малые суточные амплитуды температуры поверхности моря определяют и малые суточные амплитуды температуры воздуха над морем. Однако последние все же больше, чем суточные амплитуды на самой поверхности моря. Суточные амплитуды температуры поверхности открытого океана измеряются десятыми долями градуса; но в нижнем слое воздуха над океаном они доходят до 1 - 1,5°С, а над внутренними морями и больше. Амплитуда температуры в воздухе повышена, потому что на ней сказывается непосредственное поглощение солнечной радиации водяным паром в нижнем слое воздуха днем и излучением им длинноволновой радиации ночью.

Нагревание суши. Поверхность суши не однородна. В одних местах обширные просторы степей, лугов и пашен, в других — леса и болота, в третьих — почти лишенные растительного покрова пустыни. Понятно, что условия нагревания земной поверхности в каждом из приведенных нами случаев далеко не одинаковы. Проще всего они будут там, где земная поверхность не покрыта растительностью. На этих простейших случаях мы в первую очередь и остановимся.

Для измерения температуры поверхностного слоя почвы применяется обычный ртутный термометр. Термометр кладется на незатененном месте, но так, чтобы нижняя половина резервуара с ртутью находилась в толще грунта. Если почва покрыта травой, то траву необходимо подстричь (иначе исследуемый участок почвы будет затененным). Однако нужно сказать, что этот способ нельзя считать совершенно точным. Для получения более точных данных употребляют электротермометры.

Измерение температуры почвы на глубине 20—40 см производят почвенными ртутными термометрами. Для измерения же более глубоких слоев (от 0,1 ж до 3, а иногда и более метров) употребляются так называемые вытяжные термометры. Это по сути дела те же ртутные термометры, но только вложенные в эбонитовую трубку, которая зарывается в землю на требуемую глубину (рис. 34).

В дневные часы, особенно летом, поверхность почвы сильно нагревается, а за ночь сильно охлаждается. Обычно максимум температуры бывает около 13 час, а минимум — перед восходом Солнца. Разность между наибольшей и наименьшей температурами называют амплитудой суточных колебаний. В летнее время амплитуда значительно больше, чем в зимнее. Так, например, для Тбилиси в июле она достигает 30°, а в январе 10°. В годовом ходе температуры на поверхности почвы максимум обычно наблюдается в июле, а минимум в январе. От верхнего нагретого слоя почвы тепло частью передается воздуху, частью слоям, расположенным глубже. Ночью — процесс обратный. Глубина, на которую проникает суточное колебание температуры, зависит от теплопроводности почвы. Но в общем она невелика и колеблется приблизительно от 70 до 100 см. При этом суточная амплитуда с глубиной очень быстро уменьшается. Так, если на поверхности почвы суточная амплитуда равна 16°, то на глубине 12 см она уже только 8°, на глубине 24 см — 4°, а на глубине 48 см—1°. Из сказанного ясно, что поглощаемое почвой тепло накапливается главным образом в ее верхнем слое, толщина которого измеряется сантиметрами. Но этот верхний слой почвы как раз и является тем главным источником тепла, от которого зависит температура

примыкающего к почве слоя воздуха.

Значительно глубже проникают годовые колебания. В умеренных широтах, где годовая амплитуда особенно велика, колебания температуры затухают на глубине 20—30 м.

Передача температур внутрь Земли происходит довольно медленно. В среднем на каждый метр глубины колебания температуры запаздывают на 20—30 суток. Таким образом, самые высокие температуры, которые на поверхности Земли наблюдаются в июле, на глубине 5 м окажутся в декабре или январе, а самые низкие в июле.

Влияние растительного и снежного покрова. Растительный покров затеняет земную поверхность и тем самым уменьшает приток тепла к почве. В ночное время, наоборот, растительный покров предохраняет почву от лучеиспускания. Кроме того, растительный покров испаряет воду, на что тоже расходуется часть лучистой энергии Солнца. В результате почвы, покрытые растительностью, днем нагреваются меньше. Особенно это заметно в лесу, где летом почва значительно холоднее, чем в поле.

Еще большее влияние оказывает снежный покров, который благодаря малой теплопроводности защищает почву от чрезмерного зимнего охлаждения. Из наблюдений, производимых в Лесном (близ Ленинграда), оказалось, что почва, лишенная снежного покрова, в феврале в среднем на 7° холоднее, чем почва, покрытая снегом (данные выведены на основании 15-летних наблюдений). В отдельные годы зимой разность температуры доходила до 20—30°. Из тех же наблюдений оказалось, что почвы, лишенные снежного покрова, промерзли до 1,35 м глубины, тогда как под снежным покровом промерзание не глубже 40 см.