ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 6091
Скачиваний: 505
у Линии равных величин
-
1-
- положительного и отри-
^л'цательнсго радиацион
ного баланса(в килока
лориях на 1 см
2
в месяц)
(
Граница распростране-
Puc. 31. Карта радиационного бадан са в июле
Линии равных величин
^/ положительного и отри'
^ ^цательного радиацион-
»•-' ного баланса (в килока-.
лориях на! см
2
в месяц)
Граница распростране
"^ '"
v
V*i
г~пГ^
*"*>г»л rvvl
О 4 0 8С
Рис. 32. Карта радиационного баланса в январе
Рис. 33. Схема теплового баланса
поверхностью и атмосферой,
В
— теплообмен между поверхностью
и нижележащими слоями почвогрунта или воды '.
Так как все члены уравнения могут изменяться, тепловой
баланс очень подвижен; он нарушается и снова восстанавлива
ется. Тепло, затраченное в теплое время года па нагревание поч
вогрунта, возвращается к поверхности в холодное время и поэтому
в среднем за год может не учитываться:
R
n
— LE — P=0.
При рассмотрении теплового баланса части поверхности Океана
учитывается перенос тепла течениями, но при рассмотрении
теплового баланса всей поверхности Океана его можно не учиты
вать, так как это — перераспределение тепла между широтами.
Тепловой баланс а т м о с ф е р ы включает радиационный ее
баланс
R
a
(всегда отрицательный), тепло, поступающее от поверх
ности,
Р
и тепло, выделяющееся при конденсации влаги,
LE
(величины всегда положительные). Имеет значение перенос тепла
в атмосфере — адвекция
А
а
.
Она приводит в среднем за год к пе
реносу тепла из низких широт в высокие, т. е. к расходу его
в первом случае и приходу во втором. В тепловом балансе атмо
сферы в целом адвекцию можно не учитывать, но при рассмотре
нии теплового баланса отдельных частей атмосферы ее необходимо
1
Рассмотренное уравнение теплового баланса поверхности является
приближенным, так ка"к не учитывает некоторые второстепенные, но в кон
кретных условиях приобретающие важное значение факторы, например
выделение тепла при замерзании, его расход на таяние и др.
94
принимать во внимание. В среднем многолетнем тепловой баланс
атмосферы можно выразить уравнением:
R
a
+ P + LE = 0
Тепловой баланс поверхности и атмосферы вместе как целого
в среднем многолетнем равен нулю.
Если величину солнечной радиации, поступающей за год на
Землю, принять за 100%, можно схематично показать, как скла
дывается в многолетнем среднем радиационный и тепловой ба
ланс Земли (рис. 33).
Попавшая в атмосферу солнечная радиация частично (31%)
направляется обратно в межпланетное пространство (7% рас
сеивается и 24% отражается облаками). Атмосфера поглощает
17% пришедшей радиации ( 3 % поглощается озоном, 13% водяным
паром и 1% облаками). Оставшиеся 52% (прямая + рассеянная
радиация) достигают подстилающей поверхности, которая 4% от
ражает за пределы атмосферы, а 48% поглощает. Из 48%, погло
щенных поверхностью, 18% идет на эффективное излучение.
Таким образом, радиационный баланс поверхности (остаточная
радиация) составит 30% ( 5 2 % — 4 % — 1 8 % ) . На испарение с по
верхности расходуется 22%, на турбулентный обмен теплом с атмо
сферой— 8%. Тепловой баланс поверхности: 3 0 % — 2 2 % — 8 % = 0 .
Излучение атмосферы в межпланетное пространство — 65%.
Ее радиационный баланс: —65% + 1 7 % + 1 8 % = —30%. Тепловой
баланс атмосферы: — 3 0 % + 2 2 % + 8 % = 0 .
Альбедо Земли как планеты 35%- Все, что Земля получает
от Солнца (100%), со временем уходит в межпланетное про
странство (35% + 6 5 % ) . На Земле не происходит непрерывного
накопления солнечного тепла, как не происходит и непрерыв
ного ее охлаждения за счет невосполнимых его потерь. О теп
ловом балансе на разных широтах можно судить по средним
годовым величинам составляющих его статей прихода и расхода
(ккал/см
2
в год), приведенным в таблице 11.
, Т а б л и ц а 11
Широта
Северные широты
70—60°
60—50°
50—40°
40—30°
30—20°
20—10°
10—0°
к
К§
н та
Ост
а
рад
и
—49
—30
—12
+4
+14
+23
+ 29
СЧ
S
•Л
3 3
а
а
Зат
р
исп
а
—20
—28
—38
—59
-73
—81
—72
Выделение
тепла при
конден
сации
+28
+43
+47
+46
+42
+70
+115
Перенос
океан
скими
течениями
+8
+11
+7
+9
+1
—10
—24
Перенос
воздуш
ными
течениями
+33
+4
—4
0
+16
—2
—48
Разность меж
ду затратами
на испарение
и приходом
тепла за счет
конденсации
+8
+15
+9
—13
-31
—11
+33
96
Широта
Южные широты
0—10°
10—20°
20—30°
30—40°
40—50°
50—60°
Полярные районы
Земля в целом
ге
2к
S" ~
Ост
а
рад
е
+ 31
+ 28
+ 20
+ 9
—8
—29
—72
0
53 я
« а
Зат
р
псп
а
—76
—90
—83
—74
—
г
>4
—31
— 7
—59
Выделение
тепла при
конден
сации
+90
+74
+51
+55
+61
+58'
+19
+59
Перенос
океан
скими
течек иями
—21
—3
+4
+6
+ 6
+11
+13
0
Перенос
воздуш
ными
течениями
—24
—9
+ 8
+4
—6
—9
+47
0
Разность меж
ду затратами
на испарение
и приходом
тепла за счет
конденсации
+ 14
—16
—32
- 1 9
4 8
+27
+12
0
Д а н н ы е таблицы свидетельствуют об огромном з н а ч е н и и пе
рераспределения тепла воздушными и океанскими течениями
между ш и р о т а м и .
ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ
ПОВЕРХНОСТИ И АТМОСФЕРЫ
Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными луча
ми и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху, называют
деятельной.
Температура деятельной поверхности, ее величина и
изменение (суточный и годовой ход) определяются тепловым ба
лансом.
Максимальное значение почти всех составляющих теплового
баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение пред
ставляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утрен
ние часы. Максимальные амплитуды суточного хода составляю
щих теплового баланса отмечаются в летнее время, минималь
ные — зимой.
В с у т о ч н о м х о д е температуры поверхности, сухой и
лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после
13 часов, а минимум — около момента восхода Солнца.
Облачность нарушает правильный ход температуры поверх
ности и вызывает смещение моментов максимумов и минимумов.
Большое влияние на температуру поверхности оказывают ее влаж
ность и растительный покров.
Дневные максимумы температуры поверхности могут состав
лять + 80° С и более (на юге СССР +75°). Суточные колебания
достигают 40°. Их величина зависит от широты места, времени года,
облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховато
сти, от растительного покрова, а также от экспозиции ' склонов.
1
Экспозиция
— ориентировка склонов по отношению к сторонам гори
зонта.
94
Г о д о в о й ход температуры деятельного слоя различен на
разных широтах. Максимум температуры в средних и высоких
широтах обычно наблюдается в июле, минимум — в январе.
Амплитуды годовых колебаний температуры деятельного слоя
в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они
достигают 30°. На годовые колебания температуры поверхности
в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.
Распространение тепла в почвогрунте зависит от ряда его
свойств, прежде всего теплоемкости и теплопроводности. Получая
одинаковое количество солнечного тепла, почвогрунт нагревается
тем сильнее, чем больше его
объемная теплоемкость
'. Объемная
теплоемкость пород, слагающих сушу, примерно в два раза меньше
теплоемкости воды. Теплоемкость воды 1, кварца 0,517, глины
0,676.
Передача тепла от слоя к слою регулируется
теплопровод
ностью
2
. Большинство пород имеет малую теплопроводность, на
пример:
i
песчаник — 0,0109 кал/см сек град
гранит —0,0097 « « «
суглинок — 0,0044 « « «
песок влажный — 0,00252 « « «
Теплопроводность воды 0,00129 кал/см сек град, воздуха
0,000056 кал/см сек град.
На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и мо
менты наступления максимальных и минимальных в течение
суток температур запаздывают на каждые 10 см примерно на
3 часа. Если на поверхности наивысшая температура была около
13 часов, на глубине 10 см максимум температуры наступит око
ло 16 часов, а на глубине 20 см — около 19 часов и т. д.
При последовательном нагревании нижележащих слоев от
вышележащих каждый слой поглощает некоторое количество
тепла. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем
слабее в нем колебания температуры. Амплитуда суточных коле
баний температуры с глубиной уменьшается на каждые 15 см
в 2 раза. Это значит, что если на поверхности амплитуда равна
16°, то на глубине 15 см — 8°, а на глубине 30 см — 4°. При этом
периоды колебания температуры остаются неизменными на всех
глубинах.
На глубине в среднем около 1 м суточные колебания темпера
туры почвы «затухают». Слой, в котором эти колебания практи
чески прекращаются, называется слоем
постоянной суточной тем
пературы.
Чем больше период колебания температур, тем глубже
1
Объемная теплоемкость
— количество тепла (кал), необходимое для
нагревания 1 см
3
на 1°.
2
Теплопроводность
— способность передавать тепло — измеряется ко
личеством тепла, проходящего в 1 сек через 1 см
2
слоя почвогрунта тол
щиной 1 см при разности температур на границах слоя 1°.
4 Н, П. Неклюкова
97
бнй распространяются. В средних широтах слой постоянной го
довой температуры находится на глубине 19—20 м, в высоких
широтах — на глубине 25 м. В тропических широтах годовые
амплитуды температуры невелики и слой постоянной годовой ам
плитуды расположен на глубине всего 5—10 м.
Моменты наступления в течение года максимальных и ми
нимальных температур запаздывают в среднем на 20—30 суток
на каждый метр. Таким образом, если наименьшая температура
на поверхности наблюдалась в январе, на глубине 2 м она на
ступает в начале марта.
Наблюдения показывают, что температура в слое постоянной
годовой температуры близка к средней годовой температуре воз
духа над поверхностью. Слой почвогрунта, расположенный между
деятельной поверхностью и слоем постоянной годовой темпера
туры и испытывающий ее годовые колебания, называется
деятель
ным слоем.
Вода, обладая большей теплоемкостью и меньшей теплопро
водностью, чем суша, медленнее нагревается и медленнее отдает
тепло. Часть солнечных лучей, падающих на водную поверх
ность, поглощается самым верхним слоем, а часть их проникает
на значительную глубину, нагревая непосредственно некоторый
ее слой. Подвижность воды делает возможным перенос тепла.
Вследствие турбулентного перемешивания передача тепла вглубь
происходит в 1000 — 10 000 раз быстрее, чем путем теплопровод
ности. При остывании поверхностных слоев воды возникает теп
ловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием.
Суточные колебания температуры на поверхности Океана
в высоких широтах в среднем всего 0,1°, в умеренных — 0,4°, в тро
пических —• 0,5°. Глубина проникновения этих колебаний 15—
20 м.
Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана от
1° в экваториальных широтах до 10,2° в умеренных. Годовые ко
лебания температуры проникают на глубину 200—300 м.
Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по
сравнению с сушей. Максимум наступает около 15—16 часов, ми
нимум — через 2—3 часа после восхода Солнца. Годовой макси
мум температуры на поверхности Океана в северном полушарии
приходится на август, минимум — на февраль.
Тепловой режим нижнего слоя атмосферы. Воздух нагревается
в основном не солнечными лучами непосредственно, а, как видно
из теплового баланса, за счет передачи ему тепла подстилающей
поверхностью (процессы излучения и теплопроводности). Важ
нейшую роль в переносе тепла от поверхности в вышележащие
слои тропосферы играют турбулентный' теплообмен и передача
скрытой теплоты парообразования.
1
Turbulentus (лат.) — бурный, беспорядочный.
98
Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагре
ванием от неравномерно нагретой подстилающей поверхности,
называют
термической турбулентностью
или
термической конвек
цией.
Если вместо мелких хаотических движущихся вихрей на
чинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощ
ные нисходящие движения воздуха, конвекция называется
упоря
доченной.
Нагревающийся от поверхности воздух устремляется вверх,
перенося тепло. Термическая конвекция может развиваться толь
ко до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры
той среды, в которой он поднимается (неустойчивое состояние
атмосферы). Если температура поднимающегося воздуха окажет
ся равной температуре окружающей его среды, поднятие прекра
тится (безразличное состояние атмосферы); если же воздух ста
нет холоднее окружающей среды, он начнет опускаться (устойчи
вое состояние,атмосферы). При турбулентном движении воздуха
все новые и новые его частицы, соприкасаясь с поверхностью,
получают тепло, а поднимаясь и перемешиваясь, отдают его дру
гим частицам.
Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности по
средством турбулентности, больше количества тепла, получаемого
им в результате излучения, в 400 раз и в результате передачи
путем молекулярной теплопроводности — почти в 500 000 раз.
Тепло переносится от поверхности в атмосферу вместе с ис
парившейся с нее влагой, а затем выделяется в процессе конден
сации. Каждый грамм водяного пара содержит 600 кал скрытой
теплоты парообразования.
В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие
адиабатического
' процесса, т. е. без обмена теплом с окружаю
щей средой, за счет преобразования внутренней энергии газа в ра
боту и работы во внутреннюю энергию. Так как внутренняя энер
гия пропорциональна абсолютной температуре газа, происходит
изменение температуры.
- Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на
которую затрачивает внутреннюю
*
энергию, и температура его
понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается, затра
ченная на расширение энергия освобождается, и температура
воздуха растет.
Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими
воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1° на каждые
100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на
100 м охлаждается менее чем на 1°, так как в нем происходит
конденсация, сопровождающаяся выделением тепла, частично
компенсирующего тепло, затраченное на расширение.
1
Adiabatos (греч.) — непроницаемый. Строго адиабатических процес
сов в атмосфере быть не может, но очень близкие к ним процессы проис
ходят.
4*
99
Величина охлаждения насыщенного воздуха при подъеме его
на 100 м зависит от температуры воздуха и от атмосферного
давления и изменяется в значительных пределах (табл. 12).
Т а б л и ц а 12
Давление (мб)
1000
800
600
400
Температура
30°
0,37
0.34
0,30
0,27
20°
0,44
0.40
0.36
0.31
10°
0.54
0.50
0.44
0,38
0°
0,66
0.62
0.55
0,47
-10°
0,78
0.74
0.69
0,60
-20°
0,88
0.85
0.82
0,75
-30°
0,94
0,93
0,91
0,87
Ненасыщенный воздух, опускаясь нагревается на 1° на 100 м,
насыщенный — на меньшую величину, так как в нем происходит
испарение, на которое затрачивается тепло.
Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу
в процессе выпадения осадков и становится ненасыщенным. При
опускании такой воздух нагревается на 1° на 100 м. В результате
понижение температуры при подъеме оказывается меньше, чем ее
повышение при опускании, и поднявшийся, а затем опустившийся
воздух на одном и том же уровне при одном и том же давлении,
будет иметь разную температуру — конечная температура будет
выше начальной. Такой процесс называется
псевдоадиабати
ческим.
Так как воздух нагревается главным образом от деятельной
поверхности, температура с высотой в нижнем слое атмосферы,
как правило, понижается. Вертикальный градиент' для тропо
сферы в среднем составляет 0,6° на 100 м. Он считается поло
жительным, если температура с высотой убывает, и отрицатель
ным, если она повышается. В нижнем, приземном слое воздуха
(1,5—2 м) вертикальные градиенты могут быть очень большими.
В жаркий день температура на высоте 2 м бывает на 5—10° ниже,
чем у поверхности, а ночью температура приземного слоя ниже,
чем температура вышележащих слоев.
Возрастание температуры с высотой называется
инверсией
2
,
а слой воздуха, в котором температура с высотой возрастает,—
слоем инверсии.
В атмосфере почти всегда можно наблюдать слои
инверсии.
У земной поверхности при сильном ее охлаждении в резуль
тате излучения возникает
радиационная инверсия
(инверсия из
лучения). Она появляется в ясные летние ночи и может охватить
слой в несколько сотен метров. Зимой в ясную погоду ипверсия
1
Градиент
— количественная характеристика изменения какой-либо ве
личины (в данном случае температуры) на единицу расстояния (например,
100 м).
2
Inversio (лат.) — обратный порядок,
100
I
.Л.
'
I
'
l
l
' L ™ ! L-_ I I
J — X .
_ L l _ L,. 1 - J
f
90° 60 70 60 50 40 30 20 10
0 0 iO 20 30 40 50 60 70 80 90°
f
Рис. 34. Изменение температуры с высотой
сохраняется несколько суток и даже недель. Зимние инверсии
могут охватывать слой до 1,5 км.
Усилению инверсии способствуют условия рельефа: холодный
воздух стекает в понижение и там застаивается. Такие инверсии
называются
орографическими.
Мощные инверсии, называемые
адвективными,
образуются
в тех случаях, когда сравнительно теплый воздух приходит на
холодную поверхность, охлаждающую нижние его слои. Адвек
тивные инверсии днем выражены слабо, ыочыо они усиливаются
радиационным выхолаживанием. Весной образованию таких ин
версий способствует еще не стаявший снежный покров.
Инверсия наблюдается и у поверхности и в свободной атмо
сфере, т. е. на некоторой высоте. Слои инверсии в свободной атмо
сфере препятствуют конвекции (достигая теплого слоя, воздух
перестает подниматься), поэтому их называют
задерживающими
слоями.
С явлением инверсии температуры в приземном слое воздуха
связаны заморозки.
Заморозки
— понижение температуоы воз
духа ночью до 0° и пиже в то время, когда средние суточные
температуры выше 0° (осень, весна). Может быть и так, что
101