ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 30.09.2020
Просмотров: 4660
Скачиваний: 7
тепло в ней проникает на глубину до 200 – 300 м, на что затрачивается значительная энергия и время.
Это совершается главным образом в результате турбулентного перемешивания, частично за счет
волнения, течений, плотностной конвекции. Некоторую роль играет и тот факт, что вода прозрачна и
солнечные лучи проникают в глубину на несколько метров, нагревая воду. В суточном ходе максимум
температуры на поверхности водоемов наблюдается в 15– 16ч, минимум – спустя 2– 3 ч после
восхода Солнца, суточная амплитуда температуры – около 1°С. Суточные колебания температуры
проникают в глубь водоемов до 15–20 м.
В годовом ходе температуры на поверхности водоемов максимум в северном полушарии
наступает в августе, минимум – в феврале– марте, а в южном полушарии – наоборот. Годовая
амплитуда температуры составляет от 1–2°С в экваториальных широтах до 5–10°С в субтропических
и умеренных. В целом и суточные, и годовые колебания температуры воды гораздо меньше, чем
суши. Годовые колебания температур затухают в океанах на глубинах в среднем 200– 300 м.
Благодаря тому что в водоемах прогревается гораздо большая толща воды, чем на суше, они,
особенно океан, являются резервуаром тепла на Земле, нагревая воздух в зимнее время.
7.2. Нагревание и охлаждение воздуха
Термический режим деятельной поверхности благодаря теплообмену с нижними слоями воздуха
определяет тепловой режим тропосферы – характер распределения температуры воздуха в
горизонтальном и вертикальном направлениях и ее колебания во времени (суточные, сезонные и
многолетние). Температура воздуха является важнейшим показателем климата.
Передача тепла от деятельной поверхности к прилегающей к ней тонкой пленке воздуха
осуществляется путем молекулярной теплопроводности, а внутри атмосферы более эффективно – в
процессе турбулентного перемешивания и тепловой конвекции. Турбулентное перемешивание –
движение воздуха в виде вихрей хаотического характера. Оно возникает из-за неравномерного
нагревания разных участков деятельной поверхности (термическая турбулентность) и из-за трения
воздуха о земную поверхность (динамическая турбулентность). Тепловая конвекция –
упорядоченный перенос в вертикальном направлении больших объемов воздуха: подъем теплого,
менее плотного и компенсирующее опускание холодного, более плотного в соседних районах.
Тепловой конвекции принадлежит большая роль в нагревании тропосферы в экваториально-
тропических широтах в течение всего года, в умеренных широтах – летом. Над сушей она
интенсивна днем, над водоемами – ночью. Дополнительным внутренним источником нагрева воздуха
служит теплота, выделяемая при конденсации и сублимации водяного пара, будучи полученной в
скрытом виде при испарении влаги с деятельной поверхности.
Выхолаживание воздуха тоже осуществляется разными путями. Ему способствует интенсивное
эффективное излучение и большая отражательная способность поверхности, особенно покрытая
льдами и снегами. Недаром 11 % поверхности суши, находящейся под ледниками, называют окнами
потери тепла для тропосферы.
Важным фактором повышения или понижения температуры воздуха в том или ином месте
является адвекция «волн тепла или холода» из других районов земного шара. Роль адвекции весьма
велика при меридиональном переносе воздушных масс между низкими и высокими широтами. Она
довольно значительна и при широтном переносе воздуха с моря на сушу и наоборот, особенно в
зимнее время во внетропических широтах.
В верхней тропосфере и стратосфере температура определяется прежде всего процессами
поглощения и излучения радиации воздухом, а не влиянием деятельной поверхности.
Важная роль в тепловом режиме воздуха тропосферы принадлежит адиабатическому процессу
(греч. adiabatos – непроходимый) – процессу изменения термодинамического состояния воздуха без
теплообмена с окружающей средой. Температура изменяется при этом за счет расширения или
сжатия воздуха. При подъеме воздух попадает из плотных слоев атмосферы в разреженные, скорость
движения молекул уменьшается, в результате чего температура поднимающегося воздуха
понижается. Если воздух ненасыщенный, происходит падение температуры около 1° на 100 м – по
сухоадиабатическому градиенту. Если воздух насыщен водяным паром, то падение температуры
происходит в среднем на 0,5° на 100 м – по влажноадиабатическому градиенту, так как при этом
выделяется скрытая теплота парообразования, которая частично компенсирует тепло, затраченное на
расширение.
При опускании ненасыщенного воздуха или насыщенного, но без продуктов конденсации (капель,
кристаллов) происходит сжатие воздуха, которое сопровождается повышением давления и
температуры на 1° на 100 м.
Если воздух в процессе подъема частично охлаждается по сухоадиабатическому градиенту,
частично, по достижении насыщенного состояния, – по влажноадиабатическому и все продукты
конденсации выпали из него при этом в виде осадков, то при последующем опускании (например,
при переваливании воздушной массой горного хребта) воздух внизу оказывается более теплым, чем
при начале подъема. Подобный эффект самонагрева воздуха без привнесения к нему тепла извне
называется псевдоадиабатическим эффектом.
Адиабатический процесс имеет место при тепловой конвекции, при движении воздуха по
фронтальной поверхности, при подъеме и опускании воздуха по склонам гор. Адиабатическое
охлаждение воздуха при его восходящем движении является причиной образования облаков.
Адиабатическое нагревание, сопровождающееся иссушением воздуха, ведет к резкому уменьшению
осадков и является одной из причин образования пустынь.
Характер вертикальных перемещений воздуха зависит от термической стратификации атмосферы,
т. е. распределения температуры воздуха по вертикали. В тропосфере вертикальный температурный
градиент, т. е. изменение температуры неподвижного воздуха вверх от поверхности Земли, равен в
среднем 0,6° на 100 м, хотя он отклоняется от этой средней величины в больших пределах (особенно
летом). В зависимости от фактической величины вертикального температурного градиента по
отношению к поднимающемуся насыщенному или ненасыщенному воздуху стратификация
атмосферы может быть устойчивой, неустойчивой или безразличной.
Если поднимающийся воздух имеет адиабатический температурный градиент меньше
вертикального температурного градиента окружающего воздуха, то на всех уровнях он будет все
теплее и теплее, а значит, легче его и подъем воздуха будет происходить с ускорением. Такое
состояние атмосферы называется неустойчивым, при нем активно развивается конвекция. Если
поднимающийся воздух имеет градиент больше вертикального температурного градиента среды, то
уже на небольшой высоте он окажется холоднее окружающего воздуха и, как более плотный, начнет
опускаться. Такое состояние атмосферы называется устойчивым. Если температурные градиенты
поднимающегося и окружающего воздуха равны, то и разница их температур на всех уровнях будет
одинаковой. Такое состояние атмосферы называется безразличным.
Убывание температуры вверх в тропосфере практически никогда не бывает плавным и нередко
наблюдается такая стратификация воздуха, при которой температура с высотой возрастает. Такое
явление в атмосфере называется инверсией температуры, а слой воздуха, в котором температура с
высотой поднимается, – инверсионным (от лат. inversio – переворачивание). Инверсии могут
возникать на разных высотах.
Приземные инверсии по происхождению могут быть радиационные и адвективные.
Радиационные инверсии возникают при охлаждении нижнего слоя атмосферы от деятельной
поверхности, которая выхолаживается за счет излучения. Они случаются летом в ночное время при
ясной погоде, когда вышележащие слои еще сохраняют дневное тепло. В пересеченной местности
они часты зимой при безветренной погоде, когда холодный плотный воздух стекает вниз в котловины
и там застаивается, а на склонах гор воздух оказывается теплее. Такие радиационные инверсии
называются орографическими. С ними связаны крайне низкие температуры зимой на северо-востоке
Азии (Оймякон, Верхоянск). При этом наблюдается инверсия природно-растительных поясов в горах,
когда тундры располагаются ниже лесов. Адвективные инверсии образуются при натекании
теплового воздуха на холодную поверхность, от которой он снизу охлаждается. Они часты на
Восточно-Европейской равнине зимой при вторжении теплого воздуха с Атлантики.
Среди инверсий свободной атмосферы по происхождению наиболее значимы фронтальные и
антициклонические.
Фронтальные инверсии образуются во фронтальных зонах между теплым и холодным воздухом, когда
теплый воздух натекает на холодный. Наиболее характерны они во внетропических широтах во все
сезоны года. Инверсии сжатия (оседания) образуются в антициклонах, где происходит опускание,
адиабатическое нагревание и иссушение воздуха. При этом порции воздуха, опустившиеся из высоких
слоев, проходят больший путь по вертикали, нежели из нижних, и поэтому больше нагреваются.
Антициклонические инверсии образуются на высотах 1–2 км и имеют большую вертикальную
мощность. Если они располагаются ниже уровня конденсации, то препятствуют образованию дождевых
облаков и выпадению осадков не только над материками, но и над океанами, например в субтропиках.
7.3. Заморозки
С явлением инверсии температуры в приземном слое воздуха связаны заморозки. Заморозками
называют понижения температуры на поверхности почвы или в приземном слое воздуха ночью до
0°С и ниже при положительных среднесуточных температурах. В умеренных широтах заморозки
характерны в переходные сезоны года, в субтропических – возможны зимой, в субполярных –
обычны и летом.
Заморозки бывают по происхождению трех типов: радиационные, адвективные и адвективно-
радиационные. Радиационные заморозки возникают в результате ночного излучения почвы и
выхолаживания прилежащих слоев воздуха. Им способствует ясная погода и безветрие. Эти
заморозки обычно носят местный характер и чаще образуются в низинах, куда ночью стекает
холодный тяжелый воздух со склонов. Адвективные заморозки связаны с приходом холодного
воздуха с температурой ниже 0°. Эти заморозки охватывают большие площади и мало зависят от
местных условий. Адвективно-радиационные заморозки часты в умеренных широтах в конце весны.
Они обусловлены вторжением холодного континентального арктического воздуха, имеющего
положительную температуру, близкую к 0°. Поскольку такой воздух прозрачный, ночью происходит
дополнительное выхолаживание поверхности, а от нее и воздуха образуются заморозки. Они тоже
охватывают большие площади.
По времени образования заморозки бывают ранне- и поздневесенние, ранне- и позднеосенние. По
месту образования различают заморозки напочвенные и в воздухе. Вред заморозков велик для
сельского хозяйства. Наиболее опасны заморозки поздней весной и ранней осенью. Меры борьбы с
заморозками направлены на то, чтобы поднять температуру. Для этого используют дымление, при
котором повышается температура, понижается прозрачность атмосферы и уменьшается эффективное
излучение; полив – дождевание, при котором из-за большей влажности тоже уменьшается
прозрачность воздуха, а за счет конденсации водяного пара выделяется скрытая теплота
парообразования; покрытие огородных культур полиэтиленовой пленкой и т. д. Очень важно
предсказание заморозков.
7.4. Типы суточного и годового хода температуры воздуха
Измерения температуры воздуха и других метеоэлементов производятся в метеорологических
будках, где термометры помещаются на высоте двух метров от поверхности. Особенности суточного
и годового хода температуры воздуха выявляются при осреднении результатов за длительный период
наблюдений.
Суточный ход температуры воздуха отражает суточный ход температуры земной поверхности, но
моменты максимума и минимума температуры несколько запаздывают. Максимум температуры
воздуха над сушей наблюдается в 14–15 ч, над водоемами – около 16 ч, минимум над сушей – вскоре
после восхода Солнца, над водоемами – спустя 2–3 ч после восхода Солнца. Разницу между
суточным максимумом и минимумом температуры воздуха называют суточной амплитудой
температуры. Она зависит от ряда факторов: широты места, времени года, характера подстилающей
поверхности (суша или водоем), облачности, рельефа, абсолютной высоты местности, характера
растительности и т. д. В общем над сушей она гораздо больше (особенно летом), чем над Океаном. С
высотой суточные колебания температуры затухают: над сушей – на высоте 2–3 км, над Океаном –
ниже.
Годовой ход температуры воздуха – изменение среднемесячных температур воздуха в течение
года. Он тоже повторяет годовой ход температуры деятельной поверхности. Годовая амплитуда
температуры воздуха – разность среднемесячных температур самого теплого и самого холодного
месяцев. Ее величина зависит от тех же факторов, что и суточная амплитуда температур, и
обнаруживает сходные закономерности: она растет с увеличением географической широты вплоть до
полярных кругов (рис. 29). Это связано с разным притоком солнечного тепла летом и зимой, главным
образом из-за меняющегося угла падения солнечных лучей и за счет разной продолжительности
суточного освещения в течение года в умеренных и высоких широтах. Весьма важен и характер
подстилающей поверхности: над сушей годовая амплитуда больше – она может доходить до 60–65
°С, а над водой – обычно менее 10–12 °С (рис. 30).
По времени наступления экстремальных температур воздуха и величине годовой амплитуды
выделяют четыре типа годового хода температуры, а в них – континентальный и морской подтипы.
Годовая амплитуда температур – один их характерных показателей степени континентальности
климата. Для числовой характеристики континентальности климата применяются индексы
континентальности, являющиеся функцией годовой амплитуды температуры и широты места. В
целом в континентальном климате годовая амплитуда температуры воздуха больше, чем в морском,
за счет более высоких летних и более низких зимних температур. Максимальные значения
температур в северном полушарии над континентами приходятся на июль, над океанами – на август,
минимальные – соответственно на январь и февраль, в южном полушарии – наоборот.
Рис. 29. Годовой ход температуры воздуха на различных широтах (по И. И. Гуральнику)
-
Рис. 30. Годовой ход температуры воздуха на широте 62° с.ш. (по С. П. Хромову):
1 –
Торсхавн-Фарерские острова (морской тип); 2 – Якутск (континентальный тип) – 10,7°С
Рис. 31. Типы годового хода температур воздуха на примере северного полушария
Экваториальный тип. Годовые температуры воздуха весь год высокие и ровные, но все-таки
наблюдаются два небольших максимума температуры – после дней равноденствий (апрель, октябрь)
и два небольших минимума – после дней солнцестояний (июль, январь). Над материками годовая
амплитуда температуры 5–10 °С, на побережьях =3 °С, над океанами – всего около 1 °С (рис. 31).
Тропический тип. В годовом ходе выражен один максимум температуры воздуха – после
наивысшего положения Солнца и один минимум – после наинизшего положения в дни
солнцестояний. Над континентами годовая амплитуда температуры в основном 10–15 °С за счет
очень высоких летних температур, над океанами – около 5 °С.
Тип умеренных широт. В годовом ходе температуры воздуха хорошо выражен максимум и
минимум соответственно после дней летнего и зимнего солнцестояний, причем над материками
температура качественно меняется в течение года, переходя через О °С (кроме западных побережий
материков). Годовая амплитуда температуры на материках составляет 25–40 °С, а в глубине Евразии
доходит до 60–65 °С за счет очень низких зимних температур, над океанами и на западных
побережьях материков, где температуры весь год положительные, амплитуда небольшая – 10–15°С.
В умеренном поясе различают субтропическую, собственно умеренную и субполярную подзоны.
Все вышесказанное относилось к собственно умеренной подзоне. В целом же в пределах этих трех
подзон годовые амплитуды температуры воздуха возрастают с увеличением широты и по мере
удаления от океанов.
Полярный тип характеризуется суровой, продолжительной зимой. В годовом ходе наблюдаются
также один максимум температуры около О °С и ниже – во время полярного дня и один
значительный минимум температуры – в конце полярной ночи. Годовая амплитуда температуры на
суше 30 – 40 °С, над океанами и на побережьях – около 20 °С.
Типы годового хода температуры воздуха выявляются из средних многолетних данных и
отражают периодические сезонные колебания. С адвекцией воздушных масс связаны отклонения
температуры от средних значений в отдельные годы и сезоны. Изменчивость средних месячных
температур воздуха в большей степени свойственна умеренным и близлежащим широтам, особенно в
переходных областях между морским и континентальным климатом.
Для развития растительности весьма важны производные температурные показатели, такие,
например, как сумма активных температур (сумма за период со средними суточными температурами
выше 10 °С). Она в значительной степени определяет набор сельскохозяйственных культур в той или
иной местности.
7.5. Географическое распределение температуры воздуха
у земной поверхности
Наглядное представление о распределении температуры воздуха на уровне моря дают карты изотерм.
Изотермами называются линии, соединяющие на карте точки с одинаковой температурой воздуха в
среднем за тот или иной промежуток времени. Обычно составляют карты средних годовых, а также
июльских и январских изотерм как самых теплого и холодного месяцев.