🗊Презентация Тепловой режим атмосферы

1.Причины изменений температуры воздуха Распределение температуры воздуха в атмосфере и непрерывные изменения этого распределения называют тепловым режимом атмосферы. Тепловой режим атмосферы является важнейшей характеристикой климата и определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой. Теплообмен осуществляется радиационным путем, т.е. при собственном излучении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца, земной поверхности и других атмосферных слоев. Путем теплопроводности — молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы. Передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.

3.РАЗЛИЧИЯ В ТЕПЛОВОМ РЕЖИМЕ ПОЧВЫ И ВОДОЕМОВ Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде — также и путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена прежде всего волнением и течениями. В ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулентности присоединяется термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев и в связанной с ним передаче тепла играет также испарение.

4.СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД ТЕМПЕРАТУРЫ НА ПОВЕРХНОСТИ ПОЧВЫ Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. Максимальные температуры на поверхности почвы обычно выше, чем в воздухе на высоте метеорологической будки. Ночные минимумы температуры, наоборот, на поверхности почвы ниже, чем в воздухе, так как прежде всего почва выхолаживается эффективным излучением, а уже от нее охлаждается воздух. Разность между суточным максимумом и суточным миниму мом температуры называется суточной амплитудой температуры. В Московской области в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда температуры на поверхности почвы (снега) 5— 10°С, в летние — 10—20°С.

5. ВЛИЯНИЕ ПОЧВЕННОГО ПОКРОВА НА ТЕМПЕРАТУРУ ПОВЕРХНОСТИ ПОЧВЫ Растительный покров уменьшает охлаждение почвы ночью. Ночное излучение происходит преимущественно с поверхности растительности. Поэтому растительность охлаждается больше, чем почва под растительным покровом. Днем растительность пре­пятствует радиационному нагреванию почвы. Снежный покров предохраняет почву зимой от чрезмерной потери тепла. Растительный покров летом снижает температуру на поверхности почвы. Снежный покров зимой ее повышает. Совместное действие растительного покрова летом и снежного зимой уменьшает годовую амплитуду температуры на поверхности почвы; это уменьшение составляет около 10°С в сравнении с обнаженной почвой.

6.РАСПРОСТРАНЕНИЕ ТЕПЛА В ГЛУБЬ ПОЧВЫ К распространению тепла в почве применима общая теория молекулярной теплопроводности, предложенная в свое время Фурье. Законы распространения тепла в почве носят название законов Фурье. Наблюдения показывают, что фактическое распространение тепла в почве достаточно близко соответствует этим законам. Чем больше плотность и влажность почвы, тем лучше она проводит тепло, тем быстрее распространяются в глубину и тем глубже проникают колебания температуры. . Независимо от типа почвы период колебаний температуры не изменяется с глубиной (первый закон Фурье).

9.СУТОЧНЫЙ ХОД ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА У ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточного хода температуры в метеорологической будке меньше, чем на поверхности почвы, в среднем примерно на одну треть. Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом температуры почвы (минут на 15 позже) утром, после восхода солнца.Минимум в суточном ходе температуры воздуха у земной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум — на 14-15 ч.Суточный ход температуры воздуха достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Еще более закономерным представляется он в среднем из большого числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода температуры — плавные кривые, похожие на синусоиды .

11.НЕПЕРИОДИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА Во внетропических широтах непериодические изменения температуры воздуха настолько часты и значительны, что суточный ход температуры отчетливо проявляется лишь в период относительно устойчивой малооблачной антициклонической погоды. В тропических широтах непериодические изменения температуры менее значительны и не так сильно нарушают суточный ход температуры.Непериодические изменения температуры связаны главным образом с адвекцией воздушных масс из других районов Земли. Адвекция-перенос воздуха и его свойств в горизонтальном направлении. Говорят об А. воздушных масс, об А. тепла, водяного пара, момента движения, вихря скорости и т. д. Определенные атмосферные явления, происходящие в результате Α., называются адвективными. Так, напр., говорят об адвективных туманах, адвективных грозах, адвективных заморозках и т. д.

Горные массивы, как Памир, Тянь-Шань, Ал­тай, Тибетское нагорье, не говоря уже о Гималаях, являются препятствиями для дальнейшего проникновения холодных воздушных масс к югу. Горные хребты Тянь-Шаня

12. ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУШНЫХ МАСС В каждый отдельный район Земли воздушные массы различного происхождения приходят с разными, характерными для них температурами. Эти температуры для каждого места свои. Континентальный арктический воздух с Баренцева и Карского морей приходит в район Москвы со средней температурой в январе – 19°С, в марте —13°С, в апреле +ГС, в июне +10°С, в августе + 1ГС, в октябре +4°С и в ноябре — 10°С. В то же время морской полярный воздух с Атлантики приходит в Москву со средними температурами в январе —ГС, в марте +ГС, в апреле +4°С, в июне + 13°С, в августе +15°С, в октябре +5°С и в ноябре +2°С. Континентальный тропический воздух с юга Европы или из Средней Азии имеет температуру в июне +24°С, в августе +26°С. Различия в температурах воздушных масс сохраняются и в высоких слоях тропосферы. Между воздушными массами есть и характерные различия во влажности. Тропический воздух обладает наибольшим влагосодержанием, морской полярный — несколько меньшим, арктический — наименьшим. В континентальном полярном воздухе влагосодержание достаточно высоко летом и низко зимой.

13. МЕЖДУСУТОЧНАЯ ИЗМЕНЧИВОСТЬ ТЕМПЕРАТУРЫ Характеристикой непериодических колебаний температуры в том или ином месте может служить междусуточная изменчивость температуры, т.е. среднее изменение средней суточной температуры воздуха от одних суток к другим. Междусуточная изменчивость температуры тем больше, чем чаще и чем сильнее адвективные изменения температуры, происходящие в данной местности. Междусуточная изменчивость температуры небольшая в тропиках и возрастает с широтой. В морском климате она меньше,чем в континентальном, потому что над морем температурные.

15. ГОДОВАЯ АМПЛИТУДА ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА Все воздушные массы зимой холоднее, а летом теплее, поэтому температура воздуха в каждом отдельном месте меняется в годовом ходе: средние месячные температуры в зимние месяцы ниже, в летние — выше.

16. КОНТИНЕНТАЛЬНОСТЬ КЛИМАТА Климат над морем, характеризующийся малыми годовыми амплитудами температуры, естественно назвать морским в отличиеот континентального климата над сушей с большими годовыми амплитудами температуры. Морской климат распространяется и на прилегающие к морю области материков, над которыми велика повторяемость морских воздушных масс. Иначе говоря, растет континентальностъ климата. В Восточной Сибири годовые амплитуды достигают нескольких десятков градусов. Лето здесь более жаркое, чем в Западной Европе, зима гораздо более суровая. Континентальный климат в среднем годовом холоднее морского. Это значит, что большая амплитуда в континентальном климате умеренных и высоких широт в сравнении с морским климатом создается не столько повышением летних температур, сколько понижением зимних температур. В тропических широтах, наоборот, повышенная амплитуда над сушей создается не столько более холодной зимой, сколько более жарким летом. Поэтому и средняя годовая температура в тропикахвыше в континентальном климате, чем в морском.

18. ТИПЫ ГОДОВОГО ХОДА ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА В зависимости от широты и континентальности можно выделить следующие типы годового хода температуры .

19. ИЗМЕНЧИВОСТЬ СРЕДНИХ МЕСЯЧНЫХ ТЕМПЕРАТУР Отклонение средней месячной температуры от климатической нормы называют аномалией средней месячной температуры данного месяца. Среднюю многолетнюю величину из абсолютных значений месячных аномалий температуры можно принять за меру изменчивости, которая тем больше, чем интенсивнее непериодические изменения температуры в данной местности, придающие одному и тому же месяцу в разные годы различный характер. Поэтому изменчивость средних месячных температур возрастает с широтой: в тропиках она небольшая, в умеренных широтах значительная, в морском климате меньше, чем в континентальном. Особенно велика изменчивость в переходных областях между морским и континентальным климатом, где в одни годы могут Преобладать морские воздушные массы, в другие континентальные.

20. ИЗОТЕРМЫ. ПРИВЕДЕНИЕ ТЕМПЕРАТУРЫ К УРОВНЮ МОРЯ. Средние изотермы — линии равной температуры воздуха, наглядно показывающие географическое распределение температуры. Изотермы являются частным случаем изолиний (линий равной величины) метеорологических величин. Чтобы разобраться во влиянии различных географических факторов на приземное распределение температуры воздуха, необходимы карты изотерм не только для реальной земной поверхности с ее топографическими различиями, но и для уровня моря. Наблюдения на судах можно считать относящимися именно к этому уровню. Исключить влияние высоты можно путем приведения температуры к уровню моря, т.е. увеличения температуры на каждой станции, расположенной выше уровня моря, соответственно высоте станции. В горных районах на карте приведенных температур они оказываются значительно более высокими, чем действительные температуры на уровне местности.

26. УСКОРЕНИЕ КОНВЕКЦИИ В процессе конвекции 1 кг воздуха адиабатически поднимается или опускается, не смешиваясь с окружающей воздушной средой. Выведем уравнения для ускорения этого количества воздуха. На вертикально движущийся килограмм воздуха (будем говорить — на частицу воздуха) действуют две силы: направленная вниз сила тяжести и направленная вверх сила вертикального барического градиента. Напишем уравнение вертикального движения рассматриваемой частицы, приравняв ускорение движения к сумме этих двух сил (отнесенных каждая к единице массы):

27. СТРАТИФИКАЦИЯ АТМОСФЕРЫ И ВЕРТИКАЛЬНОЕ РАВНОВЕСИЕ ДЛЯ СУХОГО ВОЗДУХА Для развития конвекции в сухом или ненасыщенном воздухе нужно, чтобы вертикальные градиенты температуры в воздушном столбе были больше сухоадиабатического. В этом случае говорят, что атмосфера обладает неустойчивой стратификацией. При вертикальных градиентах температуры меньше сухоадиабатического условия для развития конвекции неблагоприятны. Говорят, что атмосфера обладает устойчивой стратификацией. При вертикальном градиенте, равном сухоадиабатическому, существующая конвекция сохраняется, но не усиливается. Говорят, что атмосфера обладает безразличной стратификацией.

28. СТРАТИФИКАЦИЯ АТМОСФЕРЫ И ВЕРТИКАЛЬНОЕ РАВНОВЕСИЕ ДЛЯ НАСЫЩЕННОГО ВОЗДУХА Если вертикальные градиенты температуры в атмосфере у больше влажноадиабатических для данных значений давления и температуры стратификация атмосферы неустойчива по отношению к насыщенному воздуху или, короче, влажнонеустойчива. Для сухого воздуха она при этом может быть устойчивой. При вертикальных градиентах меньше влажноадиабатических (у<ува) стратификация устойчивая для насыщенного воздуха (влажноустойчивая), т.е. не поддерживающая конвекцию в нем. Если вертикальные градиенты в атмосферном столбе в точности равны влажноадиабатическим (у = Ува), стратификация безразличная для насыщенного воздуха. В насыщенном воздухе также выделяют устойчивое, безразличное и неустойчивое равновесие атмосферы.

29. СУТОЧНЫЙ ХОД СТРАТИФИКАЦИИ И КОНВЕКЦИИ Конвекция развивается только при неустойчивой стратификации. Чем неустойчивее стратификация, т.е. чем больше вертикальные градиенты температуры превышают адиабатические градиенты (сухоадиабатический для ненасыщенного воздуха и влажноадиабатический для насыщенного), тем сильнее развивается конвекция. Как неустойчивость стратификации, так и конвекция особенно велики около полудня и в первые послеполуденные часы. Поэтому кучевые облака, ливневые осадки и грозы над сушей, связанные с конвекцией, имеют максимальное развитие именно после полудня.

31. ИНВЕРСИИ ТЕМПЕРАТУРЫ Падение температуры с высотой можно считать нормальным явлением для тропосферы, а инверсии температуры — отклонениями от нормального состояния. Инверсию температуры можно характеризовать высотой нижней границы, т.е. высотой, с которой начинается повышение температуры, толщиной слоя, в котором наблюдается повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя — скачком температуры. По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере. Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности (почвы, снега или льда). Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью. Случается, что приземная инверсия, простирающаяся до значительной высоты, сливается с вышележащей инверсией в свободной атмосфере. Инверсии наблюдаются не над отдельными точками земной поверхности. Слой инверсии непрерывно простирается над значительной площадью, особенно в случае инверсий в свободной атмосфере.

33. ПРИПОДНЯТЫЕ ИНВЕРСИИ Приподнятые инверсии, т.е. инверсионные слои в свободной атмосфере, возникают преимущественно в устойчивых антициклонах как над сушей, так и над морем, и наблюдаются над большими территориями на протяжении длительных периодов. Круглый год приподнятые инверсии наблюдаются и в антициклонах субтропических, в том числе и в тех их частях, которые обращены к экватору, в зоне пассатов. Это так называемые пассатные инверсии. Большинство инверсий в свободной атмосфере являются инверсиями оседания. Они возникают вследствие нисходящего движения воздуха и его адиабатического нагревания. Если опускающийся слой первоначально имел устойчивую стратификацию, то при опускании и сжатии слоя она должна стать еще устойчивей, и это может привести к образованию инверсии.

Использован материал: 1. Хромов С.П., Петросянц М.А.,2001, Издательство Московского университета,2001. .2.meteogmp.tiu.ru