Причины изменений температуры воздуха

Стр 1 из 7Следующая ⇒

ДОКЛАД

ПО КУРСУ «Физика атмосферы»

Тема: Тепловой режим атмосферы и почвы

Выполнили: Ст.гр. С13-ЛА-2: Мережкин Руслан

Серов Роман

Князев Влад

Проверил: Ковалев Александр Николаевич

Нижний Новгород 2016г

Содержание

· Причины изменений температуры воздуха……………………………………3

· Тепловой баланс земной поверхности………………………………………....4

· Различия в тепловом режиме почвы и водоемов……………………………...5

· Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы………………6

· Влияние растительного покрова на температуру поверхности почвы………8

· Распространение тепла в глубь почвы…………………………………………8

· Суточный и годовой ход температуры на поверхности водоемов и в верхних слоях воды………………………………………………………………………10

· Суточный ход температуры воздуха у земной поверхности………………..11

· Изменение суточной амплитуды температуры с высотой…………………..12

· Непериодические изменения температуры воздуха…………………………12

· Междусуточная изменчивость температуры…………………………………14

· Заморозки……………………………………………………………………….14

· Годовая амплитуда температуры воздуха…………………………………….15

· Континентальность климата…………………………………………………..16

· Индексы континентальности………………………………………………….17

· Типы годового хода температуры воздуха…………………………………...19

· Изменчивость средних месячных температур……………………………….20

· Возмущения в годовом ходе температуры воздуха………………………….20

· Изотермы. Приведение температуры к уровню моря……………………….21

· Географическое распределение температуры воздуха у земной поверхноти……………………………………………………………………...22

· Температуры широтных кругов, полушарий и Земли в целом……………...24

· Аномалии в распределении температуры……………………………………25

· Распределение температуры с высотой в тропосфере и стратосфере………28

· Объяснение распределения температуры с высотой………………………...30

· Ускорение конвекции………………………………………………………….32

· Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для сухого воздуха………………………………………………………………………….32

· Стратификация атмосферы и вертикальное равновесие для насыщенного воздуха………………………………………………………………………….34

· Суточный ход стратификации и конвекции………………………………….34

· Стратификация воздушных масс……………………………………………...35

· Инверсии температуры………………………………………………………...36

· Приземные инверсии…………………………………………………………..37

· Инверсии в свободной атмосферы……………………………………………38

· Средства измерения температуры атмосферы……………………………….40

Тепловой режим атмосферы и почвы

Причины изменений температуры воздуха

Распределение температуры воздуха в атмосфере и его непрерывные изменения называют тепловым режимом атмосферы. Этот тепловой режим атмосферы, являющийся важнейшей стороной климата, определяется, прежде всего, теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой. Под окружающей средой при этом понимают космическое пространство и особенно земную поверхность.

Мы уже знаем, что теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, т. е. при собственном излечении из воздуха и при поглощении воздухом радиации.

Во-вторых, он осуществляется путем теплопроводности - молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы.

В-третьих, передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.

Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить независимо от теплообмена, адиабатически.

Непосредственное поглощение солнечной радиации в тропосфере мало; оно может вызвать повышение температуры воздуха всего на величину порядка 0, 5° в день. Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с земной поверхностью путем теплопроводности.

Воздух, непосредственно соприкасающийся с земной поверхностью, обменивается с нею теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Но внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла - путем турбулентной теплопроводности. Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие. В результате потеря тепла земной поверхностью окажется больше, чем она была бы в отсутствии турбулентности.

Для высоких слоев атмосферы теплообмен с земной поверхностью имеет меньшее значение. Решающая роль в тепловом режиме переходит там к излучению из воздуха и к поглощению радиации Солнца. В высоких слоях атмосферы возрастает и значение адиабатических изменений температуры при восходящих и нисходящих движениях воздуха.

Изменения температуры, происходящие в определенном количестве воздуха вследствие указанных выше процессов, можно назвать индивидуальными. Они характеризуют изменения теплового состояния данного определенного количества воздуха.

Но можно говорить не об индивидуальном количестве воздуха, а о некоторой точке внутри атмосферы с зафиксированными географическими координатами и с неизменной высотой над уровнем моря. Любую метеорологическую станцию, не меняющую своего положения на земной поверхности, можно рассматривать как такую точку. Температура в этой точке будет меняться не только в силу указанных индивидуальных изменений теплового состояния воздуха. Она будет меняться также и вследствие непрерывной смены воздуха в данном месте, т. е. вследствие прихода воздуха из других мест атмосферы, где он имеет другую температуру.

Эти изменения температуры, связанные с адвекцией - с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей Земного шара, называют адвективными. Если в данное место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла; если с более низкой, - об адвекции холода.

Общее изменение температуры в зафиксированной географической точке, зависящее и от индивидуальных изменений состояния воздуха, и от адвекции, называют локальным (местным) изменением. Метеорологические приборы - термометры и термографы, неподвижно помещенные в том или ином месте, регистрируют именно локальные изменения температуры воздуха. Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру и, следовательно, остающемся в одной и той же массе воздуха, показывает индивидуальное изменение температуры в этой массе.

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, таким образом, уменьшена, а средняя суточная температура понижена. Итак, растительный покров в общем охлаждает почву.

Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной 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.

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°С в сравнении с обнаженной почвой.

Заморозки

Важное в практическом отношении явление заморозков связано как с суточным ходом температуры, так и с непериодическими ее понижениями, причем обе эти причины обычно действуют совместно.

Заморозками называют понижения температуры воздуха ночью до нуля градусов и ниже в то время, когда средние суточные температуры уже держатся выше нуля, т. е. весной и осенью.

Здесь, на высоте 2 м, она может остаться несколько выше нуля; но в самом нижнем, припочвенном слое воздуха она в это же время падает до нуля и ниже, и огородные или ягодные культуры повреждаются. Бывает и так, что температура воздуха даже и на небольшой высоте над почвой остается выше нуля, но сама почва или растения на ней охлаждаются путем излучения до отрицательной температуры и на них появляется иней. Это явление называется заморозком на почве.

Заморозки чаще всего бывают, когда в данный район приходит достаточно холодная воздушная масса, например арктического воздуха. Температура в нижних слоях этой массы днем все-таки выше нуля. Ночью же температура воздуха падает в суточном ходе ниже нуля, т. е. наблюдается заморозок.

Для заморозка нужна ясная и тихая ночь, когда эффективное излучение с поверхности почвы велико, а турбулентность мала и воздух, охлаждающийся от почвы, не переносится в более высокие слои, а подвергается длительному охлаждению. Такая ясная и тихая погода обычно наблюдается во внутренних частях областей высокого атмосферного давления, антициклонов.

Заморозки чаще происходят в низинах, чем в возвышенных местах или на склонах, так как в вогнутых формах рельефа ночное понижение температуры усилено.

Разработаны достаточно эффективные средства для защиты садов и огородов от ночных заморозков. Огород или сад укутывается дымовой завесой, которая понижает эффективное излучение и уменьшает ночное падение температуры.

Континентальность климата

Климат над морем, прежде всего характеризующийся малыми годовыми амплитудами температуры, естественно назвать морским климатом, в отличие от континентального климата над сушей, с большими годовыми амплитудами температуры. Однако морской климат распространяется и на те прилегающие к морю области материков, где велика повторяемость морских воздушных масс.

Хорошо выражен морской климат в Западной Европе, где круглый год господствует перенос воздуха с Атлантического океана. На крайнем западе Европы годовые амплитуды температуры воздуха равны всего нескольким градусам. С удалением от Атлантического океана в глубь материка годовые амплитуды температуры растут; иначе говоря, растет континентальность климата. В Восточной Сибири годовые амплитуды возрастают до нескольких десятков градусов. Лето здесь более жаркое, чем в Западной Европе, зима гораздо более суровая. Близость Восточной Сибири к Тихому океану не имеет существенного значения, так как, вследствие условий общей циркуляции атмосферы, воздух с этого океана не проникает далеко в Сибирь, особенно зимою. Только на Дальнем Востоке приток воздушных масс с океана летом понижает температуру и тем самым несколько уменьшает годовую амплитуду.

Хорошо видны возрастание летних и падение зимних температур, убывание средней годовой температуры и возрастание годовой амплитуды в направлении с запада на восток.

Индексы континентальности

Между морским и континентальным климатом существуют также различия и в суточных амплитудах температуры, в режиме влажности и осадков и пр. Но величина годовой амплитуды температуры все же наиболее ясно отражает континентальность климата.

Однако годовая амплитуда температуры зависит еще и от географической широты. В низких широтах годовые амплитуды температуры уменьшены по сравнению с высокими широтами, даже в континентальных условиях. Следовательно, для более точной числовой характеристики континентальности климата нужно исключить влияние широты на годовую амплитуду температуры.

Для этого был предложен ряд способов, с помощью которых получаются различные индексы (показатели) континентальности климата в функции от годовой амплитуды температуры и от широты места. Особенно известен показатель Л. Горчинского

k = C*(A - 12sinφ )/sinφ

Здесь А - годовая амплитуда температуры, а выражение 12 sinφ определяет среднюю годовую амплитуду температуры над океаном в зоне между 30 и 60° широты. Таким образом, из фактической годовой амплитуды вычитается годовая амплитуда под широтой φ в некотором " среднем океаническом климате". Коэффициент С определяется в предположении, что средняя континентальность над океаном (т. е. при А = 12 sinφ ) равна нулю, а для Верхоянска она равна 100.

Несколько измененный индекс континентальности предложен С. П. Хромовым. Определена в зависимости от широты «чисто океаническая амплитуда», т. е. такая амплитуда, которая была бы над океаном, совершенно свободным от материковых влияний (или по крайней мере свободным от них в такой же степени, как наиболее удаленная от суши центральная часть южного Тихого океана). Для этой чисто океанической амплитуды Ат получается выражение

Затем берется разность между фактической годовой амплитудой данного места А и указанной чисто океанической амплитудой и делится на фактическую амплитуду

Этот индекс континентальности говорит о том, какая доля годовой амплитуды температуры воздуха в данном месте создается за счет наличия суши на Земном шаре, каков континентальный вклад в годовую амплитуду температуры. Во внутренних частях всех трех океанов южного полушария индекс К получается меньше 10%. Но над северным Атлантическим океаном он выше 25%, над крайним западом Европы — между 50 и 75%, над Центральной и Северо-Восточной Азией — даже выше 90%. Также выше 90% он на небольших площадях внутри Австралии и северных частей Африки и Южной Америки.

Таким образом, если судить по годовой амплитуде температуры, то даже самый морской климат на материке все-таки больше подвержен влиянию суши, чем океана. Более того, даже в центре северного Атлантического океана влияние материков на годовую амплитуду температуры лишь немногим меньше, чем влияние самого океана. Это, конечно, объясняется выносом на океан воздушных масс с суши. И только в умеренных широтах океанов южного полушария влияние суши на годовую амплитуду температуры незначительно.

Распределение индекса континентальности С. П. Хромова по Земному шару.

Ускорение конвекции

Конвекция при вертикальных градиентах температуры, близких к адиабатическим, становится упорядоченной - превращается в мощные и значительные по площади поперечного сечения вертикальные токи воздуха, причем скорости восходящих токов могут достигать 10-20 м/сек.

Ускорение вертикально движущейся частицы воздуха - ускорение конвекции зависит от разности абсолютных температур движущегося воздуха и окружающей воздушной среды. При температурах, близких к O°C, и при разности температур = 1° вертикальное ускорение получается около 3 см/сек².

Инверсии температуры

В предыдущих параграфах мы неоднократно упоминали об инверсиях температуры. Теперь остановимся на них несколько подробнее, поскольку с ними связаны важные особенности в состоянии атмосферы.

Падение температуры с высотой можно считать нормальным положением вещей для тропосферы, а инверсии температуры - отклонениями от нормального состояния. Правда, инверсии температуры в тропосфере - частое, почти повседневное явление. Но они захватывают воздушные слои достаточно тонкие в сравнении со всей толщей тропосферы.

Инверсию температуры можно характеризовать высотой, на которой она наблюдается, толщиной слоя, в котором имеется повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя - скачком температуры. В качестве переходного случая между нормальным падением температуры с высотой и инверсией наблюдается еще явление вертикальной изотермии, когда температура в некотором слое с высотой не меняется.

По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере.

Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности (почвы, снега или льда). У подстилающей поверхности температура самая низкая; с высотой она растет, причем этот рост может распространяться на слой в несколько десятков и даже сотен метров. Затем инверсия сменяется нормальным падением температуры с высотой.

Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью. Основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере; однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км. Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной - от немногих десятков до многих сотен метров. Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е. разность температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя, может колебаться от 1° и меньше до 10-15° и больше.

Типы распределения температуры с высотой.

а — приземная инверсия, б — приземная изотермия, в — инверсия в свободной атмосфере.

Приземные инверсии

Приземные инверсии температуры над поверхностью суши или над ледяным покровом океана по большей части возникают вследствие ночного радиационного охлаждения подстилающей поверхности. Такие инверсии называют радиационными. Нижние слои воздуха охлаждаются от земной поверхности сильнее вышележащих.

Радиационные инверсии возникают при охлаждении приземного слоя атмосферы, соприкасающегося с деятельной поверхностью, которая охлаждается за счет отдачи тепла излучения. По мере удаления от деятельной поверхности температура воздуха повышается. Таким образом, в нижнем слое атмосферы температура с высотой растет. Такие инверсии летом развиваются ночью, а зимой – днем. В связи с этим радиационные инверсии разделяют на летние (ночные) и зимние:

– летние (ночные) инверсии начинают развиваться вечером, после захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и утром достигают максимальной толщины и глубины. После восхода Солнца деятельная поверхность и прилегающий к ней воздух прогреваются, и инверсия разрушается. Толщина ночных инверсий зависит от длительности выхолаживания воздуха и от интенсивности турбулентного перемешивания. Она колеблется от 10–15 до 200–400 м. Развитию ночных инверсий благоприятствует ясное небо и слабый ветер;

– зимние инверсии в ясную погоду, когда охлаждение деятельной поверхности изо дня в день увеличивается, могут сохраняться несколько суток и даже недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью. Толщина таких инверсий составляет несколько сотен метров, а иногда достигает 2 км и более. Толщина инверсии иногда достигает 3 км, а скачок температуры – 15 °C. Особенно усиливаются радиационные инверсии при неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух стекает в низины и котловины, где ослабленное турбулентное перемешивание способствует его дальнейшему охлаждению.

Адвективные инверсии образуются при адвекции теплого воздуха, т, е. при горизонтальном натекании теплого воздуха на более холодную деятельную поверхность. Примером может служить натекание теплого морского воздуха на материк в зимнее время года. В этом случае нижние слои натекающего воздуха отдают часть своего тепла деятельной поверхности, вследствие чего образуется инверсия.

К адвективным инверсиям относятся весенние (или снежные) инверсии, возникающие при адвекции воздуха, имеющего температуру выше 0 °C, на поверхность, покрытую снегом. На таяние снега нижележащие слои затрачивают большое количество тепла, в результате чего их температура понижается до 0 °C. В вышележащих слоях при этом сохраняются более высокие температуры.

Как упоминалось выше, мощность инверсионного слоя зависит от длительности выхолаживания и от степени турбулентности, передающей охлаждение вверх. Но слишком сильная турбулентность неблагоприятна для образования и сохранения инверсии, так как охлажденный воздух будет ею быстро рассеиваться. Поэтому для образования приземных инверсий особенно благоприятны ясные ночи со слабым ветром. Такие условия погоды характерны для антициклонов и весной и осенью могут привести к ночным заморозкам. Явление заморозков, как правило, связано с образованием приземной инверсии.

С восходом солнца приземная инверсия радиационного типа разрушается, так как ночное охлаждение почвы уступает место прогреванию. Но в холодное время года приземная инверсия может существовать по нескольку суток подряд, ослабевая днем, но усиливаясь от ночи к ночи.

Рельеф местности может усиливать инверсию. Охлаждение воздуха в ясную погоду особенно велико в котловинах, откуда выхоложенный воздух не находит выхода. В Верхоянске зимой даже средняя температура на 10-15° ниже, чем на склонах гор в том же районе на высоте около 900 м.

Меньшая часть приземных инверсий над сушей может возникать и по другим причинам. Так, весной теплый воздух, текущий над снежным покровом, охлаждается, потому что тепло идет на таяние снега. Над поверхностью тающего снежного покрова возникает так называемая снежная, или весенняя, инверсия.