Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 55
Текст из файла (страница 55)
0,070 0,0(5 0,075 0,055 ! — л -- — -и! на температуру почвы турбулентного притока тепла из атмосферы и тепла, затрачиваемого на испарение. Заморозком называется понижение температуры ниже 0'С на фоне устойчивой положите,чьной средней суточной температуры. Различают два типа заморозков; 1) радиационные, обусловленные охлаждением почвы вследствие эффективного излучения и наблюдающиеся наиболее часто ночью;. 2) адвективные, вызванные приходом более холодной по сравнению с земной поверхностью воздушной массы (адвекция холода).
В отличие от радиационных, адвективные заморозки могут наблюдаться в любую часть суток. В средних широтах адвективные заморозки особенно часто наблюдаются в мае. Это так называемые майские холода, связанные с вторжением арктического воздуха. Понижение температуры, вызванное адвекцией холодного воздуха, ночью усиливается выхолаживанием воздуха путем излучения (облачность в ночные часы при адвекции холода, как правило, отсутствует). Благоприятными условиями для ночного понижения температуры и появления заморозков служат: а) низкая влажность воздуха, б) слабый ветер, в ) отсутствие облачности.
величину Т(1, О) — Т(0, О), цРи Разных значениЯх эффективного излучения и различном увлажнении почвы (температуропроводность зависит от ее влажности). При большом эффективном излучении (Вп 0,08 кВт/м') температура сухой почвы, согласно графику, может понизиться за первый час на б — 7'С. Со временем понижение температуры замедляется. Из формулы (5.3) следует гзТ ((, 0) 2В* 1 7 (1, 0) — Т (О, О) (б 4) у'я сере Ч/Ьсм 2 Х/! 2 Ч/Г 10 Суточнмй ход температуры воздуха в пограничном слое атмосферы 257 Поскольку заморозки наносят большой вред сельскохозяйственным культурам (особенно в фазе цветения и молочной спелости), то принимаются меры защиты растений от заморозков.
Наиболее широкое распространение получили методы, основанные на задымлении предохраняемого от заморозка участка. Дымление производится как путем сжигания заранее приготовленных дымовых куч, так и с помощью специальных дымовых шашек. Интенсивность заморозка под влиянием дымления снижается вследствие уменьшения эффективного излучения земной поверхности, тепла, образовавшегося при сгорании куч, а также тепла, выделившегося при конденсации водяного пара на гигроскопических частицах дыма.
Хотя повышение температуры воздуха (по сравнению с неохраняемым участком) за счет дымления сравнительно невелико (обычно 1 — 2'С), оно во многих случаях оказывается достаточным, чтобы температура воздуха не опускалась ниже критической (которая установлена для разных культур в каждой фазе их развития). Для борьбы с заморозком наряду с дымлением получил распространение также метод, основанный на увлажнении воздуха и почвы (чаще всего путем полива). При этом снижается эффективное излучение и увеличивается поток тепла из глубины к поверхности почвы, В основе третьего метода борьбы с заморозками лежит непосредственный обогрев растений с помощью специальных грелок.
Этот метод более эффективный, однако он и более дорогой, поэтому применяется значительно реже, чем дымление и увлажнение. 17 запах № хч! 12 Тепловое состаннне атмосферы 28б Наглядное представление об отклонениях температуры от ее зональных значений дают карты изаномал — линий, соединяющих точки с одинаковыми разностями между температурой в некотором пункте и средней температурой того широтного круга, на котором расположен этот пункт. Карты изаномал на поверхности 850 гПа за январь и июль приведены на рис. !2.7 и 12.8.
Зимой Рис. 12.7. Изаномалы температуры на поверхности 880 гПа. Январь. области отрицательной аномалии температуры располагаются над материками Евразии и Северной Америки с центрами в восточных частях этих материков, а области положительной аномалии— пад океанами, которые зимой служат источником тепла. Горизонтальное распределение температуры летомсущественноотличается от распределения ее зимой: знаки аномалий над материками и океанами обратные, области аномалий одного знака более обширны и смещены в более низкие широты (центры положительной аномалии расположены между 20 и 30' с. ш. над Азией и Африкой и между 20 и 45' с.
ш. над Северной Америкой). Термнтескна ремом тропосэеры, стратосФеры и метосэеры Анализ материалов наблюдений показывает, что и в стратосфере распределение температуры над большей частью северного полушария существенно отличается от зонального. Отклонения температуры от ее зональных значений в стратосфере вполне сравнимы с тропосферными. Более того, зимой эти отклонения в стратосфере больше, чем в верхней тропосфере, и с высотой Рис.
12.8. Изаномалы температуры на поверхности 880 гПа. Ивтль. возрастают. В стратосфере, как и в тропосфере, максимальные разности зимой наблюдаются в умеренных и высоких широтах, летом — в субтропических и тропических. Зимой в стратосфере (на поверхностях 50 и 30 гПа) наблюдаются две четко разграниченные области больших отклонений температуры от зональных значений. Область положительной аномалии температуры охватывает ббльшую часть Азиатского материка, север Тихого океана и Аляску. Область отрицательных отклонений занимает ббльшую часть западного полушария в высоких и умеренных широтах и север Европы.
Тепловое состоввве атмосФеры Ввавмоаействне атмосферы с воастнлавщей аовертностею (сумея н воней! З5я 1 Уравнение теплопроводности почвы Глава 11 Взаимодействие атмосферы с подстилающей поверхностью (сушей и водой) Процессы, происходящие в деятельном слое твердой и жидкой оболочек Земли, с одной стороны, и в атмосфере — с другой, тесно связаны между собой. Ббльшая часть солнечной радиации достигает земной поверхности, атмосфера же получает энергию в основном от земной поверхности. Поглощенная солнечная радиация неравномерно распределяется по Земле и изменяется во времени.
Под влиянием этих изменений происходят колебания теплосодержания тонкого (по сравнению с радиусом Земли) деятельного слоя. Деятельным слоем называют такой слой почвы или воды, температура которого испытывает суточные и годовые колебания. На суше толщина деятельного слоя колеблется в пределах 8— 30 м. Толщина деятельного слоя в океане составляет 200 — 300 м. Деятельные слои суп!и и особенно океана могут оказывавать большое влияние на тепловой режим атмосферы. В самом деле, общая масса вертикального столба атмосферы равна массе столба воды толщиной всего лишь около 1О м.
Если же учесть, что теплоемкость воздуха при постоянном давлении составляет примерно т/е теплоемкостн воды, то станет очевидно, что при изменении температуры на одно и то же значение вклад океана (толщина деятельного слоя которого около 300 м) в теплосодержание вертикального столба примерно в 120 раз (ЗОХ4) больше вклада атмосферы. Эти же оценки показывают, что понижение температуры деятельного слоя океана всего лишь на О,1'С вызывает (в случае передачи выделившегося тепла из океана в атмосферу) рост температуры в среднем по всему вертикальному столбу атмосферы на 10 — 12'С.
С другой стороны, океан как подвижная среда реагирует на движение воздуха (скорость ветра) — возникают дрейфовые течения и поверхностные волны, которые в свою очередь через шероховатость влияют на структуру воздушного потока. Тепло, поступившее к земной поверхности, распространяется в глубь почвы за счет молекулярной теплопроводности. Поток тепла Я на произвольной глубине ь пропорционален вертикальному градиенту температуры — дТ/дь' дТ Я = — Х вЂ”. м д Коэффициент пропорциональности Х в этом соотношении носит название коэффициента геплопроводности почвы.
Единица Х в СИ— Вт/(м 'С). Поток тепла направлен в глубь почвы и положителен (9„)0), когда температура убывает с глубиной (дТ/дь.с.О). Значения !с (Вт/(м 'С)) для основных составных частей почвы составляют: для торфа 0,88, мела 0,92, известняка 1,77, минералов 2,43, песчаников 1,10 — 2,80. Теплопроводность твердых частей почвы примерно в 100 раз больше молекулярной теплопроводности воздуха; для воздуха Х = =(2,43+0,09!) 1О-' Вт/(м 'С), где ! — температура воздуха в градусах Цельсия. Поэтому с увеличением пористости почвы, т.
е. отношения объема, 'занятого воздухом, к общему объему почвы, теплопроводность ее резко падает. При увлажнении почвы часть почвенного воздуха замещается водой, теплопроводность которой примерно в 20 раз больше теплопроводности воздуха. По этой причине ). почвы растет при увеличении ее влажности. Поскольку состав и влажность почвы изменяются с глубиной и во времени, то и коэффициент теплопроводности также зависит от этих переменных. Приток тепла к единичной массе почвы, согласно теореме, приведенной в главе 9, связан с потоком 1;1„: ! дЯм 1 д дТ ем= — — " или ем= — — Х вЂ”, р* дс м ре дс дг (1.2) где ро — плотность почвы.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
