Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 58
Текст из файла (страница 58)
Средняя годовая температура почвы убывает с глубиной (9) в низких широтах и растет в высоких. Так, в Тбилиси наблюдается следующее распределение средней годовой температуры с глубиной: Приведенное распределение температуры называют распределением по типу инсоляиии. В Ленинграде средняя годовая температура распределена по типу изличения. На вертикальное распределение температуры почвы существенное влияние оказывают растительный и снежный покров.
Растения, поглощая часть солнечной радиации, днем уменьшают приток ее к почве, а ночью уменьшают эффективное излучение почвы. Летом, когда основную роль в нагревании почвы играет прямая солнечная радиация, почва под растительным покровом на всех глубинах оказывается холоднее (на ЛТ) оголенной почвы. По наблюдениям в Ленинграде разности температур ВТ в июле следующие: О 10 20 40 80 160 3,8 2,9 3,6 3,3 2,5 0,8 теаленае састаяяне атмосФеры 279 ] 1 Вхенмодействне атмосферы с подстилающей поверхностью !сумей н водой) 277 Месяц.... 1 11 111 1Ч Ч Ч! ЬТ оС ..... — 12,8 — 9,9 — 4,0 2,0 3,7 3,1 Месяц ..... Ч11! 1Х Х Х1 Х11 1,6 0,5 — 1,5 — 4,4 †!0,3 С нег предохраняет почву от глубокого промерзання.
Суточные колебания температуры в снежном покрове проникают лишь до малой глубины (около 20 — 30 см). Весной в противоположность зиме снег оказывает охлаждающее влияние на почву. Поступающее к поверхности снега тепло весной расходуется на его таяние и испарение, вследствие чего температура вблизи поверхности снега держится около 0'С, тогда как температура оголенных участков почвы и воздуха может быть значительно выше 0'С.
Ч!1 2,5 Год — 2,6 Температура поверхности оголенной почвы летом может достигать больших значений, например 82'С в тропиках, 79'С в Средней Азии, 80'С в Ленинградской области. Установлено, что наиболее высокие температуры наблюдаются не на оголенной поверхности, а на поверхности, покрытой редкой выгоревшей травой. Например, наблюдения в Арыси показали, что на высоте 20см с м среди такой травы дневной максимум и ночной минимум температуры соответственно на 0,5 — 1,5 и 0,1 — 0,8'С выше, чем над оголенной почвой. Зимой, когда преобладающую роль играет излучение, почва под растительным покровом теплее оголенной почвы.
Однако зимой основную роль в формировании теплового режима почвы играет снежный покров, на что впервые обратил внимание еще в конце прошлого века А. И. Воейков. Снег сильно отражает солнечную радиацию и в то же время излучает почти как черное тело длинноволновую радиацию. По этой причине радиационный баланс поверхности снега, как правило, отрицательный. Под охла влиянием радиационных потерь тепла поверхность снега си льно ждается. В то же время снег обладает малой теплопроводностью, увеличивающейся с ростом его плотности (Р,); р г!смв.....
005 01 02 03 04 05 л Вт/(м ° 'С) .. 0,06 0,09 О,!3 0,25 0,44 0,67 Для сравнения укажем, что коэффициент теплопроводности льда равен 0,83 Вт/(м 'С), а почвенной воды 0,50 Вт/(м 'С). Вследствие малой теплопроводности температура внутри слоя снега резко возрастает с глубиной. В результате температура поверхности почвы под снегом всегда выше температуры не покрытых снегом поверхностей. По наблюдениям в Свердловске, средние за месяц разности температур поверхности оголенной почвы и почвы под естественным покровом (зимой — под снегом, летом— под растительностью) таковы: При наличии леса образуются два деятельных слоя; первый— в кронах деревьев, второй — в почве.
Густой лес высотой 20 — 30 м пропускает к почве всего 2 — 7 о!о падающей солнечной радиации, причем лиственный лес пропускает больше, чем хвойный (густой еловый лес пропускает не более 1 о!о падающей радиации). Анализ данных наблюдений показывает, что все многообразие верти- Рис, 11.4. Типовые вертикальные профили температуры в растительном покрове !Н— средняя высота растений). рдЙ 7 ОС кальных профилей температуры внутри растительного покрова можно свести к нескольким типам (рис. 11.4), которые определяются в основном густотой растительного покрова и высотой расположения слоя зеленой массы. В густом лесу и прн достаточном увлажнении почвы преобладает инверсионная стратификация (тип о). В случае разреженного растительного покрова наблюдается падение температуры с градиентами, превышающими адиабатический (тип е).
Другие типы (Ь, с, т() отличаются высотой расположения точки максимума или минимума температуры, зависящей от положения уровня с максимумом зеленой массы покрова. 5 Суточные и годовые колебания температуры воды в морях и крупных водоемах Термический режим морей и других крупных водоемов существенно отличается от режима суши. Это отличие обусловлено: а) большой теплопроводностью воды, особенно в верхнем слое толщиной 50 — 150 м, где развит турбулентный обмен; б) примерно в 2 раза большей, чем у почвы, объемной теплоемкостью воды; в) проникновением солнечной радиации до значительных глубин (10 †1 м). Потеря тепла на испарение с водной поверхности обычно значительно больше притока радиации к тонкому поверхностному слою. По этой причине в непосредственной близости от водной поверхности температура воздуха обычно растет с высотой, а температура воды увеличивается с глубиной. Только при таком распределении температуры воздуха и воды достигается баланс тепла на поверхности: расход тепла на испарение (ЕЯ' ) компенсируется потоками тепла сверху (Оо) и снизу Ям).
Однако эта тепловое состоанне атмосФерм тонкая особенность распределения температуры вблизи водной по. верхности охватывает слой воздуха и воды толщиной лишь в несколько сантиметров. Во всем слое турбулентного перемешивания, который называют квазиоднородноглс слоем, как показывают наблюдения, профиль температуры воды близок к изотермическому — под влиянием обмена температура выравнивается. Ниже квазиоднородного слоя температура воды резко изменяется с глубиной. Этот слой называют слоем сезонного термоклина.
Положение нижней границы 5 гО г5 5 ГО г5 5 Ю г5 5 10 Т О О 50 !50 000 050 «и Рис, ! !.5. Примеры вертикального распределении температуры воды в деятельном слое океана в различные сезоны года. Тихий океан, 50' с из 11 йзанмелейстане атмосФеры с аолстнламщей поаеркностьм !сумей н аллой! оуз на глубине Н, т. е, на нижней границе деятельного слоя; Ь вЂ” толщина квазиодиородного слоя. Ниже сезонного термоклина температура воды медленно уменьшается с глубиной, приближаясь к постоянной в течение всего года температуре 2 — 4'С на глубинах более 300 м. При построении теории суточных колебаний температуры воды и воздуха над ней следует учесть приток тепла за счет поглощения солнечной радиации в воде.
Анализ опытных данных показал, что отклонение лучистого притока от среднего суточного значения удовлетворительно описывается с помощью формулы вида е, (', 1) = )тз соз оз (! — ! ) е х р ( — а,'), (5.!) где тт! — амплитуда радиационного баланса, вошедшая в уравнение (3.7); а — множитель, характеризующий скорость убывания а'„с глубиной.
Величиной е' (ь, Г) следует дополнить правую часть уравнения (3.5). В то же время правую часть уравнения теплового баланса (3.7) в с.тучае водной понерхностн следует положить равной нулю, поскольку приток солнечной радиации к тонкому слою воды и эффективное излучение малы по сравнению с другими членами этого уравнения. Анализ решения уравнений (3.4) и (3.5) с учетом отмеченных особенностей приводит к следующей формуле для амплитуды суточных колебаний воды и воздуха на границе их раздела: квазиоднородиого слоя существенно изменяется в течение года; На рис.
11.5 приведены вертикальные профили температуры в деятельном слое океана. С июля по октябрь толщина квазиоднородного слоя близка к 50 м, внутри сезонного термоклина температура резко (скачком) убывает с глубиной. В этот период температура поверхностного слоя воды высокая, плотность растет с глубиной, вследствие чего перемешивание в квазиоднородном слое поддерживается только за счет механической энергии ветра. В осенне-зимний период перемешиванне обусловлено не только влиянием ветра, но и конвекцией, возникающей при охлаждении поверхностного слоя воды. Толщина квазиоднородного слоя под влиянием конвективно-ветрового перемешивання возрастает в январе — марте до 100 — 150 м. Распределение температуры с глубиной в сезонном термоклине удовлетворительно описывается функцией вида Т(«!) =То — (Тс — Ти)( 8 т! — 2т!'+ —,т)'), з'8, 1 и — й (!) где т) =; ТоЯ вЂ” температура поверхности воды (она Н вЂ” 6(!) ' же температура всего квазиоднородного слоя); Ты — температура А (0) %з ~ !+х — у'зх ~=(.;Р,Н + ..„.
„~й.-) ~ + " где х = ~ —,, Те, — коэффициент турбулентной температуро- аЧ„ проводности воды; г,р,— объемная теплоемкость воды. Уменьшение амплитуды суточных колебаний температуры поверхности воды по сравнению с сушей происходит, как следует из формулы (5.2), под влиянием следующих факторов: а) увеличения температуропроводности и теплоемкости; б) испарения (се более р чем в 3 раза больше ср); в) поглощения солнечной радиации в воде. Влияние последнего фактора представлено последним множителем в формуле (5.2). Его значение изменяется от 0,5 до 0,1. Это означает, что распределение солнечной радиации в слое большой толщины уменьшает Лм в 2 — 1О раз. С учетом же всех трех факторов амплитуда суточных колебаний температуры вблизи поверхности воды в 10 — 100 раз меньше, чем вблизи поверхности суши.
Так, амплитуда суточного хода температуры воздуха над океанами в среднем составляет около 0,5'С в тропических широтах и 0,1 — 0,2'С в умеренных (по сравнению с 15 — 20'С на суше). !8 заказ лт ес! Термнеесвнв ремнм тропесеерм, стретосверы п мевосееры 12 27б Тепловое состоннне втмосвсры 274 Максимум температуры воздуха на суше наступает около 13 ч местного времени, минимум — незадолго до восхода Солнца. Над морями и крупными водоемами максимум температуры воздуха наступает в 15 — 16 ч, а минимум — через 2 — 3 ч после восхода Солнца. Амплитуда годового хода температуры воздуха над океа- т(5,2)'с 25 20 Рис.
1!.6. Годовой ход температуры воды иа различных глубинах. Тихий онеан, Зб' с, ш., 150' в. д. l — поверхность воды; глубина: 2 — Ю м, 2 — 25 и, б — 50 м. 5 — 1ОО и, б — 150 и, 7 — 200 м. б йт и а хи нами составляет 2 — 4'С в тропических широтах и 5 — 10'С в умеренных (по сравнению с 30 — 40'С иа суше). Колебания температуры в водоемах распространяются вследствие интен сивного перемешивания до значительно больших глубин, чем на суше. На рис. 11.6 приведен годовой ход те р ур воды на разных глубинах. Видно, что амплитуда годового хода поверхности несколько ольше бо ьше 12'С, с глубиной она уменьшается, однако и на глу ине б 200 м еще заметны годовые колебания температуры водь1 (амплитуда более 2'С).
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
