Тепловой режим атмосферы и земной поверхности, Распределение температур воздуха с высотой,Тепловой баланс

Привет, Вы узнаете о том , что такое тепловой режим, Разберем основные их виды и особенности использования. Еще будет много подробных примеров и описаний. Для того чтобы лучше понимать что такое тепловой режим, инверсия температуры, тепловой баланс , настоятельно рекомендую прочитать все из категории Климатология и Метеорология .

тепловой режим атмосферы

Нагревание и охлаждение воздуха, распределение температур воздуха в атмосфере и непрерывное его изменение называют тепловым режимом.

Тепловой режим атмосферы, являющийся важнейшей стороной климата, определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой.

Передача тепла от земной поверхности к воздуху осуществляется в результате:

1) Молекулярной теплопроводности воздуха. Воздух непосредственно соприкасается с земной поверхностью и обменивается с ней теплом.

2) Турбулентной теплопроводности. Происходит перемешивание воздуха у земной поверхности и возникает интенсивный перенос тепла. Теплообмен между земной поверхностью и атмосферой посредством турбулентного перемешивания происходит значительно интенсивнее, чем теплообмен за счет молекулярной теплопроводности воздуха (приблизительно в 10000 раз).

3) Тепловой конвекции - упорядоченного переноса отдельных объемов воздуха в вертикальном направлении. Конвекция возникает в результате сильного нагрева нижних слоев атмосферы.

4) Радиационного пути – за счет поглощения солнечной радиации в атмосфере.

5) Испарения влаги с земной поверхности и последующей конденсацией водяного пара в атмосфере.

Превалирующая роль играют в обмене теплом между земной поверхностью и атмосферой играют: турбулентная теплопроводность и тепловая конвекция. Однако температура в определенном месте может изменяться также в результате перемещения воздуха в горизонтальном направлении, т.е. при адвекции. Если поступает воздух, имеющий более высокую температуру, чем воздух, находящийся на данной территории, то происходит адвекция тепла, если с более низкой температурой – адвекция холода.

Тепловой режим земной поверхности

Земная поверхность (почва, вода, растительность, снежный и ледяной покров) непрерывно получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло различными путями передается вверх в атмосферу и вниз – в почву или воду.

На земную поверхность поступают: суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т.е. идут на нагрев верхних слоев почвы и воды, при этом поверхность сама излучает тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло из атмосферы путем теплопроводности, тем же путем тепло уходит от земной поверхности в почву или воду (или приходит из глубины почвы и воды).

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации в ней водяного пара из воздуха или теряет тепло при испарении воды.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз такое же количество тепла, которое она за это время получает сверху и снизу. Алгебраическая сумма приходов и расходов тепла на земной поверхности равна нулю.

Уравнение теплового баланса земной поверхности имеет вид:

где: k – приход тепла или его расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды;

p – приход тепла или его отдача в воздух;

L – потеря тепла при испарении воды или приход тепла при конденсации воды.

Если тепловой баланс земной поверхности равен нулю - это не значит, что температура земной поверхности не меняется, происходит перераспределение энергии, часть тепла поступает вниз (почвы, воды), часть вверх (воздух). В ночное время происходит обратный процесс.

Тепловой режим почв и водоемов различен. Суточные колебания температур в почве распространяется на глубину до 1 м, а в водоемах на 10 м и более. Почва в ночное время отдает поверхности большую часть тепла, полученную днем. Водоем за теплое время накапливает значительное количество тепла, которое постепенно отдает в течение холодного сезона.

Распределение температур воздуха с высотой

В атмосфере, в тропосфере наблюдается как рост, так и падение температуры по вертикали. Представление о распределении температур с увеличением высоты дает вертикальный градиент температуры .

Вертикальный температурный градиент - изменение температуры в атмосфере на единицу высоты, обычно на 100 метров. В случае падения > 0, при росте < 0 и при постоянной температуре = 0.

- изменяется в широких пределах, в нижних 10 км тропосферы от в среднем равен 0,6 С/100 м. В нижних сотнях метров над нагретой подстилающей поверхностью от может превышать 1,0 С/100 и более.

Бывают и такие случаи, когда температура воздуха с высотой не падает, а растет. Такое распределение температур называют инверсией. Инверсии часто бывают по ночам в приземном слое, но встречаются на разных высотах в атмосфере.

Если температура в воздушном слое с высотой не меняется, то градиент равен нулю и такое состояние называется изотермическим. Атмосферные процессы всех масштабов (вихри, торнадо, циклоны) связаны с термодинамическим состоянием атмосферы, поэтому фундаментальной характеристикой атмосферы является степень ее термодинамической устойчивости, от нее зависит режим вертикальных движений различных масштабов - конвекция, возникновение облаков, выпадение осадков.

Термически устойчивым называется такой слой атмосферы объем частиц которого, будучи выведенными из первоначального состояния, стремится к нему вновь вернуться ( ).

Неустойчивым называется тот слой атмосферы, частицы которого, будучи смещены вверх или вниз с некоторой начальной скоростью, все в большей степени будут стремиться удаляться от начального положения ( ).

Безразличный режим ( ), частицы слоя смещены вверх или вниз с некоторою скоростью, будут иметь такую же температуру, как и окружающий воздух и поэтому остаются на этих высотах.

Изменение температуры сухого воздуха и воздуха не насыщенного водяным паром, при его адиабатическом вертикальном перемещении на сто метров называется вертикальным сухоадиабатическим градиентом: . Об этом говорит сайт https://intellect.icu . Вертикальный сухоадиабатический градиент равен 0,98 С/100 м.

Распределение температуры воздуха по вертикали, определяющее условия распределения в атмосфере называется стратификацией. Кривая, характеризующая распределение температур по высоте называется кривой стратификации.

Предположим, что некоторый объем воздуха при порыве ветра или при нагреве поднялся вверх. Если этот объем в результате в результате своего адиабатического охлаждения окажется холоднее и поэтому плотнее окружающего воздуха на той высоте, куда он поднялся, он будет стремиться опуститься обратно на исходный уровень. Такое равновесие называется устойчивым равновесием слоя атмосферы ( ).

Если объем воздуха, адиабатически поднятый на некоторую высоту, приобретет в результате подъема такую же температуру, какую имеет окружающий воздух на этой высоте, то он здесь и останется. Такое равновесие называется безразличным ( ).

Если же адиабатически поднятый объем воздуха на некоторой высоте окажется теплее окружающего воздуха, то он будет продолжать подниматься. Такое равновесие называется неустойчивым ( ).

Рассмотрим зависимость стратификации атмосферы от вертикального градиента температуры (слой воздуха высотой 300 м, температура у поверхности 15 С; вертикальные градиенты соответственно равны: 0,5 С/100, 1,0 С/100 и 1,5 С/100).

При устойчивой стратификации (устойчивое равновесие; ), частица, адиабатически охладившись или прогревшись при смещении, станет холоднее окружающего воздуха если она поднята вверх и теплее, если опущена вниз. В итоге частица вернется в исходное положение.

В случае безразличной стратификации (безразличное равновесие; ) частица на любом уровне будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух на этом уровне. Частица охладится или нагреется на 1 С на каждые 100 м смещения по вертикали; но и в окружающем воздухе температура будет на туже величину ниже или выше чем на начальном уровне. Частица останется на новом уровне.

При устойчивой стратификации (неустойчивое равновесие; ) частица имеет температуру выше, чем окружающий воздух. Представленная самой себе она будет продолжать удаляться от начального положения.

Рис. 3 Зависимость вертикального градиента температуры от стратификации

Конвекция возможна только при неустойчивой стратификации атмосферы, при этом, чем неустойчивее стратификация, тем в большей степени вертикальный градиент превышает сухоадиабатический градиент.

Над сушей днем нижние слои воздуха сильно прогреваются от поверхности почвы и вертикальные градиенты температуры возрастают. В приземном слое они могут быть очень большими. Неустойчивая стратификация и конвекция особенно велики около полудня и в первые послеполуденные часы. К вечеру, стратификация становится устойчивее, а в ночные часы, когда приземный слой воздуха охлаждается от почвы, стратификация может стать настолько устойчивой, что развиваются приземные инверсии, т.е. температура воздуха над почвой не падает, а растет.

инверсия температуры

Падение температуры с увеличением высоты – это нормальная ситуация в тропосфере. Инверсия – рост температуры воздуха с увеличением высоты. Различают приземную и приподнятую инверсии.

Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности. Самая низкая температура воздуха у подстилающей поверхности и с увеличением высоты растет. Рост может наблюдаться на высоту десятки и сотни метров. Приземная инверсия возникает вследствие ночного радиационного выхолаживания подстилающей поверхности – такие инверсии называются радиационными. Приземные инверсии бывают как весной, так и зимой (земля холодная, а воздух теплый). Рельеф местности усиливает инверсию, охлажденный воздух стекает в пониженные места и при его движении происходит дополнительное охлаждение. Радиационные инверсии связанные с особенностями рельефа часто называются орографическими.

Приподнятая инверсия наблюдается в некотором слое атмосферы над земной поверхностью, чаще всего основание инверсии находится в тропосфере на высоте около двух километров. Диапазон температур может колебаться от одного до 10 – 15 С, мощность инверсионного слоя от нескольких десятков до нескольких сотен метров.

Тепловой баланс системы Земля-атмосфера

Академик С. П. Хромов писал: «Земля в целом, атмосфера в отдельности и земная поверхность находятся в состоянии теплового равновесия, если рассматривать длительный период наблюдений. Приток и отдача тепла равны или почти равны».

Рис. 4 Радиационный баланс Земли

Земля получает тепло, поглощая солнечную радиацию в атмосфере и особенно на земной поверхности. Теряет тепло путем излучения в мировое пространство длинноволной радиации земной поверхности и атмосферы. Приток и отдача тепла с верхней границы атмосферы должны быть равны.

Атмосфера получает тепло, поглощая солнечную и земную радиацию и теряет, отдавая его

Радиационный баланс земной поверхности за год может быть, либо положительным, либо вверх (в космическое пространство) и вниз (на Землю). Атмосфера обменивается теплом с земной поверхностью нерадиационным путем. Тепло переносится от земной поверхности в воздух или обратно путем теплопроводности. Тепло также затрачивается на испарение воды с подстилающей поверхности, затем оно выделяется в атмосфере при конденсации водяного пара.

И, наконец, на земной поверхности уравновешиваются приток тепла вследствие поглощения солнечной и атмосферной радиации, отдача тепла путем излучения самой земной поверхности и нерадиационный обмен теплом между ней и атмосферой.

Если за 100 единиц принять солнечную радиацию, входящую в атмосферу (рис. 5): из них 23 – отражаются облаками и уходят в мировое пространство; 20 - поглощается воздухом, облаками и идут на нагревание атмосферы; 30 – рассеиваются в атмосфере (из них 8 – уходят в мировое пространство). До земной поверхности доходят 27 единиц прямой и 22 единицы рассеянной радиации; из них 25 + 20 единиц поглощаются и идут на нагрев верхних слоев почвы и воды, а 2 + 2 отражаются и уходят в мировое пространство.

Итак, с верхней границы атмосферы в мировое пространство уходит 35 единиц солнечной радиации, т.е. альбедо Земли 35 %.

Для сохранения радиационного равновесия, необходимо, чтобы в мировое пространство уходило еще 65 единиц длинноволнового излучения.

Земная поверхность поглощает 45 единиц прямой и рассеянной радиации. К земной поверхности также направлен поток длинноволнового излучения атмосферы. Атмосфера, соответственно своим температурным условиям, излучает 157 единиц энергии, из них: 102 направлены к земной поверхности и поглощаются ею, а 55 – уходят в мировое пространство. Всего земная поверхность поглощает 147 единиц тепла. При тепловом равновесии она столько же тепла должна терять. Путем собственного излучения земная поверхность теряет 117 единиц тепла, еще 23 единицы расходуется при испарении воды. Путем теплопроводности в процессе теплообмена между земной поверхностью и атмосферой, поверхность теряет 7 единиц тепла (тепло уходит то нее в атмосферу в больших количествах, но компенсируется обратной передачей, которая на 7 единиц меньше). Всего земная поверхность теряет 147 единиц тепла, т.е. сколько получает, поглощая солнечную радиацию.

Из 117 единиц длинноволнового излучения земной поверхности, поглощается атмосферой 107 единиц, 10 – уходят в мировое пространство.

Атмосфера поглощает 20 единиц солнечной радиации, 107 единиц земного излучения, 23 единицы тепла при конденсации водяного пара и 7 единиц в результате теплообмена с земной поверхностью. Всего это составит 157 единиц энергии, т.е. столько, сколько атмосфера излучает сама.

Через верхнюю границу атмосферы проходит 100 единиц солнечной радиации, уходит обратно 35 единиц отраженной и рассеянной солнечной радиации, 10 единиц земного излучения и 55 единиц атмосферного; итого – 100 единиц.

Радиационный баланс земной поверхности за год является положительным или отрицательным в зависимости от широты места. Избыток или недостаток радиации в отдельных зонах компенсируется нерадиационным теплообменом между земной поверхностью и атмосферой.

В процессе теплообмена земная поверхность теряет 7 единиц радиации. Передача тепла в этом случае стимулируется общей циркуляцией атмосферы, т.е. в переносе воздуха из одних широт в другие (в адвекции воздушных масс).

Теплые воздушные массы, притекающие в высокие широты, отдают там свое тепло, повышают температуру атмосферы; холодные массы, попадая в низкие широты, забирают путем теплопроводности избыточное тепло от земной поверхности, при этом снижается температура атмосферы. В результате в атмосфере устанавливается более равномерное распределение тепла по земному шару. Если бы температура воздуха распределялась только в соответствии с лучистым равновесием, то среднегодовая температура на полюсе была бы – 44 С, а на экваторе + 39 С; на самом деле – 22 С и +26 С. Путем адвекции в земной атмосфере из низких широт в высокие переносятся огромные количества тепла.

Заморозки

Заморозки - понижение температуры до нуля градусов и ниже, при положительных среднесуточных температурах. При заморозках температура воздуха на высоте метеорологической будки (2 м) может быть положительной, а в нижнем слое воздуха, прилегающем к земле - отрицательной. По условиям образования заморозки могут быть радиационными, адвективными и адвективно-радиационными.

Радиационные заморозки возникают в результате радиационного охлаждения почвы и прилегающих к ней слоев воздуха. Возникновению способствует безоблачная погода и слабый ветер. Радиационные заморозки носят местный характер, так как образуются в низинах, котловинах, куда стекает охлажденный воздух с равнин и склонов.

Адвективные заморозки образуются в результате адвекции воздуха, имеющего температуру ниже нуля градусов. Адвективные заморозки охватывают большие площади и мало зависят от местных условий.

Радиационно-адвективные заморозки связаны с вторжением холодных масс воздуха. Ночью, особенно при ясной погоде, происходит дополнительное охлаждение этого воздуха за счет излучения и возникают заморозки как на поверхности, так и в воздухе.

Для борьбы с заморозками применяют задымление (в тихую ясную погоду), укрытие растений различными материалами.

Континентальность климата

Большую роль в формировании климата играет подстилающая поверхность, так как от нее зависят физические свойства находящихся над ней воздушных масс. Под влиянием подстилающей поверхности формируются материковые (континентальные климаты) и морские климаты (под влиянием морей и океанов).

Рассмотрим два города лежащих на одной широте (62  с.ш.) - Торсхавн (Дания) и Якутск (Восточная Сибирь).

Сравним температурные режимы:

Торсхавн: самый холодный месяц март (+ 3 С), самый теплый июль (+ 11 С).

Якутск: самый холодный январь (- 43 С), самый теплый июль (+19 С).

Небольшая амплитуда колебаний температуры наблюдается на экваторе, над морем и прилегающим к нему территориям, и объясняется большой аккумуляцией тепла водой. Морской воздух переносит тепло на сушу. Так, в Европе круглый год господствует перенос воздуха с Атлантического океана и поэтому даже на крайнем Западе Европы годовая амплитуда воздуха равна нескольким градусам.

Исследование, описанное в статье про тепловой режим, подчеркивает ее значимость в современном мире. Надеюсь, что теперь ты понял что такое тепловой режим, инверсия температуры, тепловой баланс и для чего все это нужно, а если не понял, или есть замечания, то не стесняйся, пиши или спрашивай в комментариях, с удовольствием отвечу. Для того чтобы глубже понять настоятельно рекомендую изучить всю информацию из категории Климатология и Метеорология