Тепловой режим нижнего слоя атмосферы
.
Предлагаемая статья с сайта www.geo-site.ru даёт статистически обоснованные суточные и годовые изменения температур нижнего слоя атмосферы. В статье обосновывается зависимость температуры от широты местности и подстилающей поверхности. По сути, данные относятся для конкретного непродолжительного промежутка времени, не показывающие динамики за длительные сроки, которые очень важны для понимания исторических процессов. Мало того, к сожалению, историки экстраполируют полученные данные в далёкое прошлое, считая современное распределение климатических зон неизменным за последние тысячи лет. Вот, что они, например, говорят об уровне моря: "...Глобальный уровень моря за несколько тысячелетий после последнего ледникового периода (около 21000 лет назад) повысился приблизительно на 120 м и где-то 2-3 тыс. лет назад стабилизировался..."
На мой взгляд, статью, специально для историков, следует дополнить важным акцентом: на ЗАВИСИМОСТЬ КЛИМАТА ОТ РАСТИТЕЛЬНОСТИ. Это единственный МЕНЯЮЩИЙСЯ параметр, влияющий на климат:
Глубина промерзания почвы в Волжском бассейне.
Кликабельно.
Источник: https://geo-site.ru/geo/oz/at/rej.html#:~:text=Суточные%20колебания%20температуры%20на%20поверхности,2оС%20в%20умеренных.
Тепловой режим нижнего слоя атмосферы
Воздух нижнего слоя атмосферы нагревается за счет передачи ему тепла от подстилающей поверхности. Важную роль в переносе тепла от деятельной поверхности в вышележащие слои тропосферы играет турбулентный (беспорядочный) теплообмен и передача скрытой теплоты парообразования.
Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагреванием от неравномерно нагретой подстилающей поверхности, называются термической турбулентностью или термической конвекцией. Если вместо мелких хаотически движущихся вихрей начинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощные нисходящие движения воздуха, конвекция называется упорядоченной.
Распределение средней годовой температуры воздуха на уровне моря (оС) (по С.Г. Любушкиной и др.).
Нагревающийся от поверхности воздух устремляется вверх, перенося тепло. Термическая конвекция может развиваться до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается, Если температуры поднимающегося воздуха и окружающего воздуха сравняются, то поднятие прекратится.
Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности посредством турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения в 400 раз, а в результате передачи путем молекулярной теплопроводности - почти в 500 000 раз.
В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса (за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию). Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается, затраченная на это энергия освобождается, и температура воздуха растет.
Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1о на каждые 100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается на 0,6о, т.к. в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла.
При опускании и сухой и влажный воздух нагревается одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит. На каждые 100 м спуска воздух нагревается на 1о.
Распределение тепла в нижнем слое атмосферы может иметь и обратный порядок. Возрастание температуры с высотой называют инверсией, а слой, в котором температура с высотой возрастает, - слоем инверсии.
Виды инверсии:
- Радиационная инверсия - инверсия излучения, образуется после захода Солнца, когда солнечные лучи нагревают верхние слои;
- Адвективная инверсия - образуется в результате вторжения (адвекции) теплого воздуха на холодную поверхность;
- Орографическая инверсия - холодный воздух стекает в понижения и там застаивается.
Суточный и годовой ход температуры в нижнем слое тропосферы до высоты 2 км, в общем, отражает ход температуры поверхности. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума запаздывают.
Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом - до 2 км. В слое мощностью 2 м суточный максимум обнаруживается около 14-15 часов, а минимум после восхода Солнца. Амплитуда суточных температур с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая в субтропиках, наименьшая - в полярных широтах.
Годовой ход температуры зависит от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается. Выделяют 4 типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.
Экваториальный тип - два максимума (после моментов равноденствия) и два минимума (после моментов солнцестояния). Амплитуда над океаном около 1о, над сушей - до 10о. Температура весь год положительная.
Тропический тип - один максимум (после летнего солнцестояния) и один минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над океаном - около 5о, на суше - до 20о. Температура весь год выше +15оС.
Умеренный тип - один максимум (над сушей в июле в северном полушарии, над океаном - в августе) и один минимум (на суше в январе в северном полушарии, над океаном - в феврале), четыре сезона года. Годовая амплитуда температуры увеличивается с увеличением широты и по мере удаления от океана: на побережье 10о, вдали от океана - 60о и более. Температура в холодный сезон отрицательная.
Полярный тип - зима очень продолжительная и холодная, лето короткое и прохладное. Годовая амплитуда 25оС и более (над сушей до 65о). Температура большую часть года отрицательная.
Усложняющими факторами годового хода температуры являются характер подстилающей поверхности (растительность, снежный или ледовый покров), высота местности, удаленность от океана, вторжение отличных по термическому режиму воздушных масс.
Тепловой режим подстилающей поверхности
Тепловой баланс определяет температуру, ее величину и изменение на той поверхности, которая непосредственно нагревается солнечными лучами. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Саму поверхность называют деятельной поверхностью.
Максимальное значение всех элементов теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы. Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечается летом, минимальные - зимой.
В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 14 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Нарушать суточный ход температуры может облачность, вызывая смещение максимума и минимума. Большое влияние на ход температуры оказывает влажность и растительность поверхности.
Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять +80оС и более. Суточные колебания достигают 40о. Величины экстремальных значений и амплитуды температур зависят от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, характера растительного покрова, ориентировки склонов (экспозиции).
Распространение тепла от деятельной поверхности зависит от состава подстилающего субстрата, и будет определяться его теплоемкостью и теплопроводностью. На поверхности материков подстилающим субстратом являются почвогрунты, в океанах (морях) - вода.
Почвогрунты в общем обладают меньшей чем вода теплоемкостью, и большей теплопроводностью. Поэтому они нагреваются и остывают быстрее, чем вода.
На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных значений температуры в течение суток запаздывает на каждые 10 см примерно на 3 часа. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температур. Амплитуда суточных колебаний температур с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы «затухают». Слой в котором они прекращаются называется слоем постоянной суточной температуры.
Чем больше период колебаний температур, тем глубже они распространяются. Так в средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких - на глубине 25 м, а в тропических широтах, где годовые амплитуды температур невелики - на глубине 5-10 м. Моменты наступления максимальных и минимальных температур в течение года запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр.
Температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.
Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же солнечные лучи могут проникать на большую глубину, непосредственно нагревая более глубокие слои. Перенос тепла на глубину идет не столько за счет молекулярной теплопроводности, а в большей мере за счет перемешивания вод турбулентным путем или течениями. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, также сопровождающаяся перемешиванием.
Суточные колебания температуры на поверхности океана в высоких широтах в среднем всего 0,1оС, в умеренных - 0,4оС, в тропических - 0,5оС, Глубина проникновения этих колебаний 15-20 м.
Годовые амплитуды температуры на поверхности океана от 1оС в экваториальных широтах до 10,2оС в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м.
Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум - через 2-3 часа после восхода Солнца. Годовой максимум температуры на поверхности океана в северном полушарии приходится на август, минимум - на февраль.
Распределение температуры воздуха у подстилающей поверхности
Распределение температуры воздуха у подстилающей поверхности определяется тепловым балансом и зависит от характера подстилающей поверхности и межширотного теплового обмена связанного с циркуляцией воздушных масс. В таблице приведено фактическое распределение среднегодовых температур приземного слоя по широтам.
Таблица
Фактическое распределение среднегодовых температур приземного слоя
Широта
(град.)
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
Северное полушарие
Температура (оС)
+26,7
+27,0
+25,0
+20,4
+14,0
+5,4
-0,6
-10,4
-17,2
-19,0
Южное полушарие
Температура (оС)
+26,7
+24,7
+22,8
+18,3
+12,0
+5,3
-3,4
-13,6
-30,2
-36,5
Из таблицы видно, что в южном полушарии средние годовые температуры воздуха на всех широтах ниже, чем в северном.
Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе (зимой) +8оС, в июле (летом) +22оС; в южном - в июле (зимой) +10оС, в январе (летом) +17оС.
Распределение средней годовой температуры воздуха на уровне моря (оС) (по С.Г. Любушкиной и др.).
Средняя температура воздуха в январе (оС) (по С.Г. Любушкиной и др.).
Средняя температура воздуха в июле (оС) (по С.Г. Любушкиной и др.).
Средние годовые амплитуды температуры воздуха.
Годовые амплитуды температуры воздуха, для северного полушария 14о, для южного только 7о, что обусловлено меньшей континентальностью южного полушария. Средняя за год температура воздуха у земной поверхности в целом +14оС.
Абсолютные максимумы температуры воздуха наблюдались в южном полушарии - в Австралии (+51оС), в северном полушарии - в Африке (Ливия, +58,1оС - в сентябре 2012 г. Всемирной метеорологической организацией эти данные признаны недействительными) и в Долине Смерти (+56,7). Абсолютные минимумы отмечены в Антарктиде (-89,2оС, ст. Восток) и в Сибири (Верхоянск, -68оС, Оймякон, -77,8оС).
Самая высокая среднегодовая температура Северной Африке (г. Лу, Сомали, +31оС), самая низкая - в Антарктиде (ст. Восток, -55,6оС).
Литература
Перепечатка допускается c прямой ссылкой на www.geo-site.ru. © Ойкумена 2010-2023.
Предлагаемая статья с сайта www.geo-site.ru даёт статистически обоснованные суточные и годовые изменения температур нижнего слоя атмосферы. В статье обосновывается зависимость температуры от широты местности и подстилающей поверхности. По сути, данные относятся для конкретного непродолжительного промежутка времени, не показывающие динамики за длительные сроки, которые очень важны для понимания исторических процессов. Мало того, к сожалению, историки экстраполируют полученные данные в далёкое прошлое, считая современное распределение климатических зон неизменным за последние тысячи лет. Вот, что они, например, говорят об уровне моря: "...Глобальный уровень моря за несколько тысячелетий после последнего ледникового периода (около 21000 лет назад) повысился приблизительно на 120 м и где-то 2-3 тыс. лет назад стабилизировался..."
На мой взгляд, статью, специально для историков, следует дополнить важным акцентом: на ЗАВИСИМОСТЬ КЛИМАТА ОТ РАСТИТЕЛЬНОСТИ. Это единственный МЕНЯЮЩИЙСЯ параметр, влияющий на климат:
Глубина промерзания почвы в Волжском бассейне.
Кликабельно.
Источник: https://geo-site.ru/geo/oz/at/rej.html#:~:text=Суточные%20колебания%20температуры%20на%20поверхности,2оС%20в%20умеренных.
Тепловой режим нижнего слоя атмосферы
Воздух нижнего слоя атмосферы нагревается за счет передачи ему тепла от подстилающей поверхности. Важную роль в переносе тепла от деятельной поверхности в вышележащие слои тропосферы играет турбулентный (беспорядочный) теплообмен и передача скрытой теплоты парообразования.
Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагреванием от неравномерно нагретой подстилающей поверхности, называются термической турбулентностью или термической конвекцией. Если вместо мелких хаотически движущихся вихрей начинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощные нисходящие движения воздуха, конвекция называется упорядоченной.
Распределение средней годовой температуры воздуха на уровне моря (оС) (по С.Г. Любушкиной и др.).
Нагревающийся от поверхности воздух устремляется вверх, перенося тепло. Термическая конвекция может развиваться до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается, Если температуры поднимающегося воздуха и окружающего воздуха сравняются, то поднятие прекратится.
Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности посредством турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения в 400 раз, а в результате передачи путем молекулярной теплопроводности - почти в 500 000 раз.
В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса (за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию). Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается, затраченная на это энергия освобождается, и температура воздуха растет.
Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1о на каждые 100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается на 0,6о, т.к. в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла.
При опускании и сухой и влажный воздух нагревается одинаково, поскольку при этом конденсации влаги не происходит. На каждые 100 м спуска воздух нагревается на 1о.
Распределение тепла в нижнем слое атмосферы может иметь и обратный порядок. Возрастание температуры с высотой называют инверсией, а слой, в котором температура с высотой возрастает, - слоем инверсии.
Виды инверсии:
- Радиационная инверсия - инверсия излучения, образуется после захода Солнца, когда солнечные лучи нагревают верхние слои;
- Адвективная инверсия - образуется в результате вторжения (адвекции) теплого воздуха на холодную поверхность;
- Орографическая инверсия - холодный воздух стекает в понижения и там застаивается.
Суточный и годовой ход температуры в нижнем слое тропосферы до высоты 2 км, в общем, отражает ход температуры поверхности. С удалением от поверхности амплитуды колебаний температуры уменьшаются, а моменты максимума и минимума запаздывают.
Суточные колебания температуры воздуха зимой заметны до высоты 0,5 км, летом - до 2 км. В слое мощностью 2 м суточный максимум обнаруживается около 14-15 часов, а минимум после восхода Солнца. Амплитуда суточных температур с увеличением широты места уменьшается. Наибольшая в субтропиках, наименьшая - в полярных широтах.
Годовой ход температуры зависит от широты места. От экватора к полюсам годовая амплитуда колебаний температуры воздуха увеличивается. Выделяют 4 типа годового хода температуры по величине амплитуды и по времени наступления крайних температур.
Экваториальный тип - два максимума (после моментов равноденствия) и два минимума (после моментов солнцестояния). Амплитуда над океаном около 1о, над сушей - до 10о. Температура весь год положительная.
Тропический тип - один максимум (после летнего солнцестояния) и один минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда над океаном - около 5о, на суше - до 20о. Температура весь год выше +15оС.
Умеренный тип - один максимум (над сушей в июле в северном полушарии, над океаном - в августе) и один минимум (на суше в январе в северном полушарии, над океаном - в феврале), четыре сезона года. Годовая амплитуда температуры увеличивается с увеличением широты и по мере удаления от океана: на побережье 10о, вдали от океана - 60о и более. Температура в холодный сезон отрицательная.
Полярный тип - зима очень продолжительная и холодная, лето короткое и прохладное. Годовая амплитуда 25оС и более (над сушей до 65о). Температура большую часть года отрицательная.
Усложняющими факторами годового хода температуры являются характер подстилающей поверхности (растительность, снежный или ледовый покров), высота местности, удаленность от океана, вторжение отличных по термическому режиму воздушных масс.
Тепловой режим подстилающей поверхности
Тепловой баланс определяет температуру, ее величину и изменение на той поверхности, которая непосредственно нагревается солнечными лучами. Нагреваясь, эта поверхность, передает тепло (в длинноволновом диапазоне) как ниже лежащим слоям, так и атмосфере. Саму поверхность называют деятельной поверхностью.
Максимальное значение всех элементов теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы. Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечается летом, минимальные - зимой.
В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 14 часов, а минимум - около момента восхода Солнца. Нарушать суточный ход температуры может облачность, вызывая смещение максимума и минимума. Большое влияние на ход температуры оказывает влажность и растительность поверхности.
Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять +80оС и более. Суточные колебания достигают 40о. Величины экстремальных значений и амплитуды температур зависят от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, характера растительного покрова, ориентировки склонов (экспозиции).
Распространение тепла от деятельной поверхности зависит от состава подстилающего субстрата, и будет определяться его теплоемкостью и теплопроводностью. На поверхности материков подстилающим субстратом являются почвогрунты, в океанах (морях) - вода.
Почвогрунты в общем обладают меньшей чем вода теплоемкостью, и большей теплопроводностью. Поэтому они нагреваются и остывают быстрее, чем вода.
На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных значений температуры в течение суток запаздывает на каждые 10 см примерно на 3 часа. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температур. Амплитуда суточных колебаний температур с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы «затухают». Слой в котором они прекращаются называется слоем постоянной суточной температуры.
Чем больше период колебаний температур, тем глубже они распространяются. Так в средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких - на глубине 25 м, а в тропических широтах, где годовые амплитуды температур невелики - на глубине 5-10 м. Моменты наступления максимальных и минимальных температур в течение года запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр.
Температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.
Вода медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. К тому же солнечные лучи могут проникать на большую глубину, непосредственно нагревая более глубокие слои. Перенос тепла на глубину идет не столько за счет молекулярной теплопроводности, а в большей мере за счет перемешивания вод турбулентным путем или течениями. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, также сопровождающаяся перемешиванием.
Суточные колебания температуры на поверхности океана в высоких широтах в среднем всего 0,1оС, в умеренных - 0,4оС, в тропических - 0,5оС, Глубина проникновения этих колебаний 15-20 м.
Годовые амплитуды температуры на поверхности океана от 1оС в экваториальных широтах до 10,2оС в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м.
Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум - через 2-3 часа после восхода Солнца. Годовой максимум температуры на поверхности океана в северном полушарии приходится на август, минимум - на февраль.
Распределение температуры воздуха у подстилающей поверхности
Распределение температуры воздуха у подстилающей поверхности определяется тепловым балансом и зависит от характера подстилающей поверхности и межширотного теплового обмена связанного с циркуляцией воздушных масс. В таблице приведено фактическое распределение среднегодовых температур приземного слоя по широтам.
Таблица
Фактическое распределение среднегодовых температур приземного слоя
Широта
(град.)
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
Северное полушарие
Температура (оС)
+26,7
+27,0
+25,0
+20,4
+14,0
+5,4
-0,6
-10,4
-17,2
-19,0
Южное полушарие
Температура (оС)
+26,7
+24,7
+22,8
+18,3
+12,0
+5,3
-3,4
-13,6
-30,2
-36,5
Из таблицы видно, что в южном полушарии средние годовые температуры воздуха на всех широтах ниже, чем в северном.
Средняя температура воздуха у земной поверхности в северном полушарии в январе (зимой) +8оС, в июле (летом) +22оС; в южном - в июле (зимой) +10оС, в январе (летом) +17оС.
Распределение средней годовой температуры воздуха на уровне моря (оС) (по С.Г. Любушкиной и др.).
Средняя температура воздуха в январе (оС) (по С.Г. Любушкиной и др.).
Средняя температура воздуха в июле (оС) (по С.Г. Любушкиной и др.).
Средние годовые амплитуды температуры воздуха.
Годовые амплитуды температуры воздуха, для северного полушария 14о, для южного только 7о, что обусловлено меньшей континентальностью южного полушария. Средняя за год температура воздуха у земной поверхности в целом +14оС.
Абсолютные максимумы температуры воздуха наблюдались в южном полушарии - в Австралии (+51оС), в северном полушарии - в Африке (Ливия, +58,1оС - в сентябре 2012 г. Всемирной метеорологической организацией эти данные признаны недействительными) и в Долине Смерти (+56,7). Абсолютные минимумы отмечены в Антарктиде (-89,2оС, ст. Восток) и в Сибири (Верхоянск, -68оС, Оймякон, -77,8оС).
Самая высокая среднегодовая температура Северной Африке (г. Лу, Сомали, +31оС), самая низкая - в Антарктиде (ст. Восток, -55,6оС).
Литература
- Зубащенко Е.М. Региональная физическая география. Климаты Земли: учебно-методическое пособие. Часть 1. / Е.М. Зубащенко, В.И. Шмыков, А.Я. Немыкин, Н.В. Полякова. - Воронеж: ВГПУ, 2007. - 183 с.
Перепечатка допускается c прямой ссылкой на www.geo-site.ru. © Ойкумена 2010-2023.