Термический режим

4.1.Общая характеристика

Тепловым режимом атмосферы называют распределение температуры воздуха и непрерывные изменения этого распределения в атмосфере. Основным источником тепла является лучистая энергия солнца. Поглощение тепла деятельной поверхностью и передача его в атмосферу зависят от теплоемкости, теплопроводности, от цвета, характера подстилающей поверхности и др. факторов. Это обусловли­вает неравномерное распределение температуры почвы и воздуха на небольших территориях. Поэтому для своевременного учета и правильного использования термических ресурсов при составлении сравнительных характеристик разных природных комплексов необходимо не только уметь пользоваться дан­ными метеорологических станций, но и вести наблюдения за температурой почвы и воздуха на стационарах, географических площадках в школе, на сельскохозяйственных полях и в экспедициях разного назначения.

Деятельной поверхностью называется слой, в котором происходит преобразование лучистой энергии солнца в тепловую энергию. Передача тепла от деятельной поверхности в атмосферу осуществляется благодаря следующим физическим процессам, наблюдающимся в атмосфере.

Турбулентный теплообмен. Турбулентностью называют хаотическое вертикальное и горизонтальное перемешивание воздуха в общем потоке ветра. С увеличением скорости ветра турбулентность усиливается, образуются вихри различных размеров, вызывающие порывистость ветра и повышающие интенсивность передачи тепла в атмосферу. Передача тепла от деятельной поверхности в нижние слои атмосферы этим путем происходит в тысячи раз интенсивнее молекулярного.

Тепловая конвекция. Конвекцией называют упорядоченное вертикальное движение воздуха от деятельной поверхности в атмосферу. При неравномерном нагревании различных участков, над более прогретыми участками теплый воздух становится легче холодного и поднимается выше. На место ушедшего вверх воздуха поступает менее нагретый воздух от соседних участков. Он в свою очередь тоже прогревается и начинает подниматься. Так возникает восходящий поток воздуха, переносящий тепло от деятельного слоя в вышележащие слои атмосферы.

Радиационная теплопроводность является третьим процессом передачи тепла. Перенос тепла данным путем происходит за счет излучения деятельной поверхностью тепловой (длинноволновой) радиации. По мере нагревания атмосферы тепловые потоки идут и обратно к земной поверхности. Действие этих потоков в нижних слоях атмосферы проявляется наиболее четко в ночные часы, когда солнечная радиация не поступает, турбулентность ослаблена, а тепловая конвекция отсутствует.

Передача тепла в атмосферу происходит также за счет процессов фазового перехода воды из одного состояния в другое, то есть за счет процессов

испарения и конденсации (сублимации) водяного пара. На испарение 1г воды с деятельной поверхности расходуется около 2,5 Дж тепла, с поверхности льда – 2,83 Дж тепла. Эти величины, соответственно, называются скрытой теплотой парообразования над водой и над льдом :

а) (L_вода =2,5 Дж/г)б)(L_лед =2,83 Дж/г).

Водяной пар поднимается в верхние слои атмосферы и по мере охлаждения переходит из парообразного в жидкое состояние (конденсация), или минуя жидкое – в твердое состояние (сублимация). При этих процессах выделяется тепло, которое идет на нагревание воздуха.

Молекулярный теплообмен. Так называют обмен теплом между деятельной поверхностью и прилегающим слоем атмосферы, когда передача тепла происходит за счет молекулярной теплопроводности неподвижного воздуха. Практически неподвижным воздух может быть только при штилевой погоде или в густом растительном покрове, например, в тайге, под пологом леса. Так как коэффициент молекулярной теплопроводности воздуха очень мал (γ =2,4•10^-2 Вт/м•К, или γ =5,8•10^-5 кал/(см•с•ºС), то значение этого теплообмена ничтожно мало по сравнению с предыдущими процессами.

Перечисленные формы передачи тепла характеризуют теплообмен между деятельной поверхностью и атмосферой по вертикали. Но температура воздуха в конкретном месте может изменяться и в результате адвекции, то есть передвижения воздушных масс по горизонтали. Выделяют адвекцию тепла, когда температура приходящей воздушной массы выше, чем в данной точке и, наоборот, при поступлении холодного воздуха на данную точку отмечают адвекцию холода.

Температуру воздуха, а также почвы и воды, в метеорологии в большинстве стран измеряют в единицах СИ, т.е. в градусах Международной температурной шкалы (в градусах Цельсия (°С). Градус температурной шкалы Цельсия составляет 1/100 интервала между точками таяния льда (0°С) и кипения воды (100 °С) при нормальном давлении 1013,3 гПа. Наряду со шкалой Цельсия распространено несколько температурных шкал: абсолютная шкала температур, называемой шкалой Кельвина (^◦К), шкала Реомюра (^◦R) и шкала Фаренгейта (^◦F). Цена деления в шкалах Цельсия и Кельвина совпадает. Нуль шкалы Кельвина соответствует полному прекращению теплового хаотического движения молекул, т.е. самой низкой температуре. По шкале Цельсия это будет (–273,15 °С). Единица абсолютной шкалы Кельвина равна единице шкалы Цельсия: 1К = 1 °С. Связь между этими температурами определяется соотношением:

Т_{К =} t°С + 273,15 К.

Шкала Реомюра была введена французским физиком Р.Реомюром в 1730 году. Она грубее шкал Цельсия и Кельвина из-за того, что в шкале Реомюра цена градуса больше. Точка плавления чистого льда при нормальном давлении соответствует числу 0°R шкалы Реомюра, а точка кипения чистой воды при нормальном давлении соответствует 80°R этой шкалы.

Шкала Фаренгейта напротив, точнее потому, что на сто градусов Цельсия приходится сто восемьдесят градусов Фаренгейта. В США, Англии и в некоторых других странах до сих пор используется температурная шкала Фаренгейта (^◦F). По шкале Фаренгейта точка таяния льда 0 °С соответствует +32 °F,а 100°С равно +212 °F. Отсюда видно, что для перевода значений температуры из одной шкалы в другую можно использовать следующие формулы:

t°С = (5/9)( t°F– 32) и

t°F = (9/5)t°С +32.

Таблица 4.1