Тепловой режим атмосферы, водоемов и суши

Тепловой режим атмосферы определяется, прежде всего, теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой.

Помимо турбулентных и конвективных тепловых потоков между атмосферой и земной поверхностью, играющих решающую роль в тепловом режиме приземного слоя, и адиабатических изменений температуры, теплообмен также осуществляется радиационным путем. Имеется в виду поглощение воздухом радиации Солнца, излучения земной поверхности и других атмосферных слоев, а также собственное излучение воздуха. При рассмотрении радиационных процессов передачи тепла (гл. 2) было показано, что непосредственное поглощение солнечной радиации в тропосфере мало. Оно может вызвать повышение температуры воздуха всего на величину порядка 0,5° в день. Несколько большее значение имеет потеря тепла воздухом путем длинноволнового излучения.

В тропосфере поглощает и излучает радиацию преимущественно водяной пар, содержание которого убывает с высотой. Поэтому температура лучистого равновесия, при которой радиационный приток тепла в воздух и отдача тепла излучением из воздуха равны, должна убывать с высотой (рис. 3.4).

Однако, как показано выше, воздух в тропосфере находится в состоянии постоянного перемешивания по вертикали в результате атмосферной турбулентности и термической конвекции.

Рис. 3.4. Фактическое среднее распределение температуры с высотой (сплошная линия) и распределение ее в предположении лучистого равновесия (прерывистая линия) [84].

Восходящий влажный воздух, если он не достиг состояния насыщения, адиабатически охлаждается на 1° на 100 м, а в состоянии насыщения – на несколько десятых долей градуса на 100 м.

Опускающийся воздух, адиабатически нагревается на 1° на каждые 100 м спуска, а если в нем есть испаряющиеся капельки воды или кристаллы льда, – то на величину меньше одного градуса.

В результате перемешивания воздуха вертикальные градиенты температуры заключаются между величинами сухоадиабатического и влажноадиабатического градиентов, т.е. становятся меньше 1°/100 м. При этом в нижней части тропосферы вертикальные градиенты температуры будут меньше, чем при лучистом равновесии, а в верхней части – больше. Это так называемое конвективное равновесие.

В стратосфере водяного пара очень мало, и он не играет там активной роли в поглощении и излучении. Вместе с тем и вертикальное перемешивание в стратосфере менее интенсивно, чем в тропосфере. Распределение температуры в стратосфере определяется повышенным содержанием в ней озона, сильно поглощающего радиацию, а это содержание растет с высотой. В результате в стратосфере устанавливается по вертикали температура лучистого равновесия, мало меняющаяся или растущая с высотой.

Вертикальный градиент температуры изменяется по территории и во времени в широких пределах. В приземном слое атмосферы толщиной 10 км в умеренных широтах, и 15 км – в тропиках он в среднем равен 0,6°/100 м.

В нижних сотнях метров над нагретой подстилающей земной поверхностью он может повышаться до 1^o/100 м или немного больше, а в тонком слое над перегретой почвой может быть больше во много раз.

Наблюдаются случаи, когда температура воздуха в тропосфере с высотой не падает, как обычно, а растет. Такое явление называют инверсией температуры, а вертикальный градиент температуры будет при этом отрицательный.

Стратификация атмосферы(от лат. stratum – слой и facio – делаю) – это распределение температуры воздуха по высоте. Стратификация атмосферы определяет условия равновесия, благоприятствующие или не благоприятствующие развитию вертикальных движений воздуха.

Напомним, что, как мы условились выше, вертикальный градиент температуры – величина изменения температуры t на каждые 100 м высоты, взятая с обратным знаком, т.е. γ = –Δt°/100 м.

Выше (раздел 3.1), рассматривая баланс сил элементарной массы «возмущенного» воздуха, температура которой Т_i отличается от температуры окружающего «спокойного» воздуха Т, мы установили, что ускорение конвекции пропорционально разнице Ускорение направлено вверх, если Т_i>Т; вниз – если Т_i<Т; оно равно нулю, если Т_i=Т.

В процессе вертикального движения элементарной массы «возмущенного» воздуха ее температура Т_i изменяется по сухо- или влажно-адиабатическому закону. Градиенты температуры в этих случаях, как показано выше, равны соответственно γ_а и γ_в.

Пусть γ – вертикальный градиент температуры в окружающем («спокойном») воздухе. Для определенности предположим, что элементарная масса начинает подниматься вверх, что возможно, если в начальный момент Т_i>Т. В процессе подъема элементарной массы воздуха температуры Т_i и Т будут изменяться в соответствии с указанными градиентами.

Неустойчивая стратификация. Если градиент температуры (γ) окружающего воздуха больше соответствующих адиабатических градиентов (γ_а или γ_в), то разница температур в процессе подъема элементарной массы воздуха будет увеличиваться, ускорение конвекции будет возрастать, а конвекция – развиваться. В этом случае стратификация атмосферы определяется как неустойчивая. Чем больше γ по сравнению с адиабатическими градиентами температуры, тем интенсивнее перемешивается воздух.

Неустойчивая стратификация атмосферы является важным условием для развития облаков конвекции (кучевых и кучево-дождевых), а также и усиления фронтальной облачности (гл. 5).

Нагревшийся у земли воздух, а также горячие дымовые выбросы, являясь менее плотными, поднимаются вверх, способствуя очищению городского воздуха от загрязняющих веществ. Неустойчивая стратификация усиливает рассеяние дымовых выбросов и благоприятна для экологической обстановки в промышленных центрах.

Устойчивая стратификация. Если градиент температуры (γ) окружающего воздуха меньше соответствующих адиабатических градиентов (γ_а или γ_в), то разница температур , а, значит, и ускорение конвекции в процессе подъема элементарной массы воздуха будут уменьшаться, пока не станут равными нулю, т.е. дальнейший подъем возмущенной массы воздуха прекратится. В этом случае условия для развития конвекции неблагоприятны, а стратификация атмосферы определяется как устойчивая.

В условиях насыщенного воздуха конденсация водяного пара часто проявляется в виде туманов и низких слоистых облаков, из которых выпадает морось или мелкий снег.

Устойчивая стратификация препятствует развитию конвективных движений и способствуют накоплению загрязнения в приземном слое.

Инверсия температуры. Особенно следует отметить температурную стратификацию, при которой температура с высотой будет не падать, а расти (γ<0). В этом случае речь идет об инверсии температуры. Различают два типа инверсий:

§ приземные инверсии температуры, начинающиеся от земной поверхности; толщина слоя инверсии в этом случае составляет десятки метров;

§ инверсии температуры в свободной атмосфере, когда толщина слоя инверсии достигает сотен метров.

Приземные инверсии нередко образуются в результате ночного радиационного охлаждения подстилающей поверхности. Такие инверсии называют радиационными. У самой земной поверхности температура падает наиболее сильно, вплоть до заморозка, и устанавливается прирост температуры с высотой. Мощность инверсионного слоя зависит от длительности выхолаживания и от степени турбулентности, передающей охлаждение вверх. Поэтому для образования приземных инверсий особенно благоприятны ясные ночи со слабым ветром. С восходом солнца приземная инверсия радиационного типа разрушается, так как ночное охлаждение почвы уступает место прогреванию (рис. 3.4). Но в холодное время года приземная инверсия может существовать по нескольку суток подряд, ослабевая днем, но усиливаясь от ночи к ночи. Приземные радиационные инверсии длительно существуют также зимой над льдами Арктики и Антарктиды, во время полярной ночи. Усиливать инверсию может рельеф местности (охлаждение воздуха в ясную погоду особенно велико в котловинах, откуда выхоложенный воздух не находит выхода). Над поверхностью тающего снежного покрова возникает так называемая снежная, или весенняя, инверсия.

Если холодная воздушная масса движется на более теплую подстилающую поверхность, она нагревается снизу. Поэтому в холодной воздушной массе устанавливаются в нижнем слое толщиной несколько километров высокие вертикальные градиенты температуры (до 0,8°/100 м и более), превышающие влажноадиабатические. В этом случае холодная масса приобретает неустойчивую стратификацию: в такой массе конвекция получает значительное развитие, приводящее к конденсации водяного пара и образованию кучевых и кучево-дождевых облаков с ливневыми осадками.

Малоподвижные (местные) воздушные массызимой над охлажденной поверхностью становятся устойчивыми, а летом над нагретой – не­устойчивыми. Поэтому зимой в умеренных широтах преобладают слоистые облака, а летом – кучевые.

Режим температуры воздуха. Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Минимум в суточном ходе температуры воздуха у земной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум – на 14–15 часов. Следует отметить, что суточный ход температуры воздуха напоминает гармонические колебания только в условиях устойчивой ясной погоды. При наличии облаков минимум температуры может сместиться даже на дневные часы, а максимум – на ночь.

Суточная амплитуда температуры воздуха меняется по сезонам, по широте (с увеличением широты суточная амплитуда убывает, так как убывает полуденная высота солнца над горизонтом), а также в зависимости от характера почвы и рельефа местности. На положительных (выпуклых) формах рельефа (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 А.И. Воейкова). В вогнутых формах рельефа воздух сильнее нагревается в дневные часы, а ночью, охлаждаясь, застаивается. Но в узких ущельях, где и приток радиации, и эффективное излучение уменьшены, суточные амплитуды меньше, чем в широких долинах.

В высоких слоях атмосферы, также как и в воздухе у земной поверхности, наблюдаются суточные колебания температуры, но меньшей амплитуды. Так на высоте 300 м над сушей амплитуда суточного хода температуры около 50 % амплитуды у земной поверхности, на высоте 1 км амплитуда составляет 1–2°С, на высоте от 2 до 5 км – 0,5–1°С. Небольшие суточные колебания температуры обнаруживаются даже в верхней тропосфере и в нижней стратосфере.

В горах, где влияние подстилающей поверхности больше, чем на соответствующих высотах в свободной атмосфере, суточная амплитуда убывает с высотой медленнее. На отдельных горных вершинах, на высотах 3000 м и больше, суточная амплитуда еще может равняться 3–4°С.

Годовой амплитудой температуры воздуха называют разность средних месячных температур самого теплого и самого холодного месяца, она увеличивается с географической широтой. На экваторе приток солнечной ра­диации мало меняется в течение года; по направлению к полюсу различия в поступлении солнечной радиации между зимой и летом возрастают, возрастает и годовая амплитуда температуры воздуха.

Над океаном, вдали от берегов, широтное изменение годовой амплитуды невелико. Так, над Тихим океаном между 20 и 60° ю.ш. годовая амплитуда температуры воздуха составляет соответственно 3–5°С, а над более узкой северной частью Тихого океана, где больше влияние соседних материков, амплитуда между 20 и 60° широты растет с 3 до 15°С. Влияние на температуру воздуха на континентах оказывают и крупные водоёмы, так посреди озера Байкал годовая амплитуда температуры воздуха составляет 30–31°С, на его берегах около 36°С. Малые амплитуды наблюдаются и во многих областях над сушей, даже вдали от береговой линии, если туда часто приходят воздушные массы с моря, например в Западной Европе. И напротив, повышенные амплитуды наблюдаются над океаном, если туда часто попадают воздушные массы с материка, например в западных частях океанов северного полушария.

Наибольшая годовая амплитуда характерна для центральной Сибири. Так, в Якутске, наиболее контрастном по температурному режиму городе мира, она достигает 58.6^о, а разница между абсолютным максимумом и абсолютным минимумом температуры составляет 102.7^о.

Таким образом, величина годовой амплитуды температуры зависит от: географической широты; характера подстилающей поверхности; близости данного места к береговой линии; повторяемости нахождения в данном месте воздушных масс морского и континентального происхождения, т.е. от условий общей циркуляции атмосферы.

Факторы и закономерности теплового режима водоемов и суши.Напомним, что теплоемкость – это количество тепла в калориях, необходимое для нагревания единицы рассматриваемой меры вещества на 1ºС.

Если за меру берется 1 г вещества, то теплоёмкость называется удельной (кал/г×градус); если за меру принять объем, то теплоемкость называется объёмной (кал/см³ градус). Поскольку 1 калория = 4,184 джоуля, получим следующие соотношения:

1 кал/см³×градус = 4,18688×10⁶ Дж/м³×градус;

1 кал/г×градус = 4,18688 ×10³ Дж/кг×градус.

Объемная теплоемкостьводы равна 1 кал/см³×градус, или 4,18688×10⁶ Дж/м³∙градус. Объемная теплоемкость воздухасоставляет 0.0003 кал/см³×градус (при постоянном давлении и нормальных условиях).

Зависимость между объемной и удельной теплоемкостью выражается формулой: C = cd, где С – объёмная теплоемкость, с – удельная теплоёмкость, d – плотность вещества.

Объёмная теплоёмкость влажной почвы определяется формуле

С_п=с_п d + с_вW кал/см³×градус,

где с_п – удельная теплоемкость сухой почвы, с_в – удельная теплоемкость почвенной влаги, d – плотность сухой почвы, W – влажность почвы в г/см³.

Теплоемкость почвы зависит не столько от химического состава твердой ее части, сколько от количества воздуха и воды, содержащихся в ней. Для сухих почв она примерно в 2.5–3 раза меньше, а для увлажненных в 1.1–1.5 раз меньше, чем у воды.

Мерой теплопроводности служит коэффициент теплопроводности λ (лямда), численно равный количеству тепла, протекающему в 1 секунду через 1 см³ данного вещества при разности температур на границе слоя 1º. Размерность коэффициента теплопроводности кал/см×с×градус, он равен:

· для твердых частиц почвы 0.001–0.006;

· для воды 0.0013;

· для воздуха 0.00005 кал/см×с×градус.

Теплопроводность почвы зависит не только от ее состава, но значительной степени от ее плотности и влажности. В рыхлой почве, имеющей меньшую теплопроводность, тепло слабо передается в вертикальном направлении. Например, поверхность песка или вспаханной почвы, содержащая много воздуха, летом сильнее нагревается днем и охлаждается ночью, чем поверхность целины или скальная поверхность.

Коэффициент температуропроводности равен тому повышению температуры, которое наблюдается при сообщении 1 см³ почвы λ кал тепла.

К= λ/С= λ/сd (cм²/сек).

Величина потока тепла вглубь деятельного слоя зависит от градиента температуры и теплопроводности почвы и может быть рассчитана по формуле:

Q= -λ = – СК кал/см²,

где Q – поток тепла, t₂ и t₁ – температура почвы в градусах на глубинах соответственно z₂ и z₁ (в см), θ – интервал времени в секундах.

Передача тепла в воде путем молекулярной теплопроводности осуществляется весьма медленно. Однако, скорость передачи тепла увеличивается в 1000 – 10 000 раз при конвективном или турбулентном (вихревом) перемешивании воды (последнее наблюдается при движении воды в реках, или во время волнения под воздействием ветра). В ночное время суток и в холодное время года к вышеперечисленным способам добавляется термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. Кроме того, в океанах и морях при значительном испарении с поверхности верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего более плотная соленая вода опускается с поверхности в глубину.

Под влиянием перемешивания тепло, получаемое верхним слоем, достаточно быстро передается вниз большим массам воды, что объясняет равномерное распределение температуры воды в слое перемешивания: в озерах и водохранилищах в верхнем слое толщиной до 10 м; в море – до 20 метров. Глубже слоя перемешивания в летнее время в умеренных широтах температура воды быстро падает, приближаясь на достаточно больших глубинах к температуре наибольшей плотности. Например, в глубоководном водохранилище Красноярской ГЭС в начале августа на глубине свыше 50 м температура примерно постоянна и составляет около 5^оС.

Таким образом, суточные колебания температуры воды распространяются, затухая до глубины порядка 10 м. В почве, где тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности – менее 1 м.

Суточные колебания температуры верхнего слоя и самой поверхности воды невелики, амплитуда в среднем порядка 0,1–1,5°С.

В почве же приходящее за день тепло распределяется в тонком верхнем слое, температура которого может значительно повышаться (до 50^оС и более), тогда как ночью при интенсивном радиационном выхолаживании на почве даже в теплое время года случаются заморозки.

Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью. Ночное излучение происходит преимущественно с поверхности самой растительности. Днем растительность препятствует радиационному нагреванию почвы. Суточная амплитуда температуры под растительным покровом, таким образом, уменьшена, а средняя суточная температура понижена. Летом почвы под полевыми культурами в дневные часы заметно холоднее, чем почва под паром.

Годовая амплитуда колебаний температуры на поверхности океана больше, чем суточная. Но она меньше, чем годовая амплитуда на поверхности почвы. В тропиках она порядка 2–3°С, на 40° с.ш. около 10°С, а на 40° ю.ш. около 5°С. На внутренних морях и глубоководных озерах возможны значительно большие годовые амплитуды – до 20°С и более.

Суточные колебания обнаруживаются в море на глубинах более 15–20 м, а годовые – до 150–400 м.

В годовом ходе температуры поверхности почвы отмечаются следующие закономерности: в тропических широтах годовая амплитуда мала и с широтой растет; в северном полушарии на широте 10° она около 3°С, на широте 30° около 10°С, на широте 50° амплитуда годовых температур составляет в среднем около 25°С.

Распространение температурных колебаний в глубину почвы достаточно близко описывают законы Фурье.

Первый закон Фурье гласит: независимо от типа почвы, период колеба­ний температуры не изменяется с глубиной. Это значит, что не только на поверхности, но и на глубинах остается суточный ход с периодом в 24 часа между каждыми двумя последовательными максимумами или минимумами, и годовой ход с периодом в 12 месяцев.

Второй закон Фурье об уменьшении с глубиной амплитуды колебаний температур: возрастание глубины в арифметической прогрессии приводит к уменьшению амплитуды в прогрессии геометрической. Так, если на поверхности суточная амплитуда равна 30°С, а на глубине 20 см 5°С, то на глубине 40 см она будет уже менее 1°С. На глубине, примерно около 70–100 см, суточная амплитуда становится практически равной нулю – это слой постоянной суточной температуры.

Третий закон Фурье гласит: сроки наступления максимальных и минимальных температур, как в суточном, так и в годовом ходе запаздывают с глубиной пропорционально увеличению глубины (так как требуется время для распространения тепла в глубину).

Суточные экстремумы на каждые 10 см глубины запаздывают на 2,5–3,5 часа. Годовые максимумы и минимумы запаздывают на 20–30 дней на каждый метр глубины.

Четвертый закон Фурье: глубины залегания слоев постоянной суточной и годовой температуры относятся между собой как корни квадратные из периодов колебаний, т.е. как 1: . Это значит, что глубина, на которой затухают годовые колебания, в 19 раз больше, чем глубина, на которой за­тухают суточные колебания.

Неоднородность строения почвенного профиля, инфильтрация атмосферных осадков – всё это осложняет процесс распространения тепла вглубь почвы, и вызывает отклонение от законов молекулярной теплопередачи.

С различиями в годовом ходе температуры, связано распределение тепла в почве по вертикали в разные сезоны. Так, летом температура от поверхности почвы в глубину падает; зимой растет; весной она сначала растет, а потом убывает; осенью сначала убывает, а затем растет.

В почве с глубиной амплитуда суточных и годовых колебаний температуры уменьшается, и на некоторой глубине следует слой с постоянной годовой температурой. В северных и средних широтах этот слой начинается с глубины 15–25 м. В тропических странах, где годовая амплитуда колебаний температуры невелика, слой с постоянной годовой температурой начинается с глубины 5–10 м.

Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Напротив, почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме.

Теплооборот.В средних широтах за теплое время года почва получает тепла от 1.5 до 3.0 ккал/см². В холодное время года почва, остывая, это же количество тепла отдает атмосфере. Величина ±1.5 ÷ 3.0 ккал/см² представляет годовой теплооборот почвы.

Теплооборот крупных водоемовна порядок больше теплооборота почвы, что связано с существенным различием теплоемкости между водой и грунтами (теплоемкость воды 1.0, кварца 0.174 ккал/кг×град). Например, теплооборот Балтийского моря составляет ±52 ккал/см², Черного моря ±35 ккал/см² [83]. В результате указанных различий температура воздуха над морем и прилегающей сушей зимой заметно выше, а летом ниже, чем в континентальных районах. В этом одна из основных причин различия между морским и континентальным климатом.

В тропиках годовой теплооборот меньше, чем в умеренных широтах, так как там меньше внутригодовые различия в притоке солнечной радиации.

Под влиянием снежного покрова зимой и растительного летом годовой теплооборот почвы уменьшается. 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. Зимнее промерзание почвы под снегом достигает меньших глубин, чем без снега. Без снега промерзание минеральных грунтов в Сибири распространяется в суровые зимы на глубину более 150 см.

Практическая работа № 3