Суточный и годовой ход температуры воздуха

ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ

Если обозначить радиационный баланс В, теплообмен земной поверхности с атмосферой через А, расход или приход тепла из глубоких слоев грунта (или из воды) через G, потерю тепла при испарении или приход тепла при конденсации LE (где L — удель­ная теплота испарения; Е — масса испарившейся или сконденси­рованной воды), то уравнение теплового баланса земной поверх­ности примет вид

B±A±G±LE=0. (3.1)

Уравнение действительно как для коротких периодов време­ни, так и для года или многолетнего периода; его применяют при расчете испарения по методу теплового баланса. В данном случае рассмотрена идеализированная геометрическая поверх­ность, не имеющая толщины, а следовательно, теплоемкость ее равна нулю.

Деятельный слой (самый верхний слой почвы и воды) нагрева­ется, когда передача тепла направлена вниз. В это же время повышается температура и прилегающего слоя воздуха. При передаче тепла снизу вверх тепло уходит из деятельного слоя, температура поверхности понижается. Температура деятельной поверхности приземного слоя воздуха колеблется. Прежде всего она имеет суточный ход, обусловленный вращением Земли и ее движением по орбите.

Поскольку приземный слой воздуха нагревается от поверхнос­ти, то повышение температуры начинается с восходом солнца (минут на 15 позже), максимум наблюдается в 14...15 ч, затем тем­пература воздуха понижается до минимальных значений перед восходом солнца. Амплитуда суточного хода температуры воздуха над сушей всегда меньше амплитуды суточного хода температуры поверхности почвы и зависит в основном от тех же факторов: вре­мени года, географической широты, близости к морю, высоты местности, рельефа, облачности, влажности.

Суточный график температуры воздуха в среднем за год на раз­ных широтах показан на рисунке 3.1. С увеличением широты су­точная амплитуда температуры воздуха убывает. Чем выше мест­ность над уровнем моря, тем температура ниже. Воздух над южны­ми склонами, а также застойный воздух долин и котловин прогре­вается днем сильнее воздуха над северными склонами. Ночью охлажденный воздух со склонов стекает вниз в долины и котловины. Выпуклые формы рельефа (хол­мы, возвышенности) свободно об­дуваются ветром, днем воздух над ними прогревается меньше, чем в котловине. Поэтому суточные амп­литуды колебания температуры воз­духа здесь менее выражены (закон Воейкова). Особенности хода тем­пературы учитывают при размеще­нии посевов сельскохозяйственных культур и садов.

Рис. 3.1. Суточный ход темпера­туры воздуха в ясные и пасмур­ные дни в июне в Павловске (под Санкт-Петербургом):

1— ясные дни; 2— пасмурные дни

Над растительным покровом, а также над болотами и водоемами суточные амплитуды колебания тем­пературы воздуха снижаются, осо­бенно в лесах. Наибольшие суточ­ные амплитуды температуры воз­духа наблюдают в субтропических пустынях, где они превышают 20°С,

нередко достигая 30°С. В умеренных широтах и особенно при пасмурной погоде и зимой суточные амплитуды воздуха значи­тельно ниже.

Суточные колебания температуры воздуха над морем значи­тельно меньше, чем на тех же широтах над сушей, хотя несколько больше суточных амплитуд температур самой поверхности воды. Суточные амплитуды поверхности океана выражаются десятыми долями градуса, а амплитуды температуры воздуха над ним состав­ляют 1...1,5°С. С высотой амплитуды суточных температур возду­ха снижаются и на высоте 1,5...2 км совсем затухают.

Разность средних месячных температур самого теплого и само­го холодного месяца называют годовой амплитудой температуры воздуха. Она возрастает от экватора к полюсам. Большое влияние на годовую амплитуду температур оказывают не только океаны и моря, но и крупные озера и водохранилища.

Абсолютной годовой амплитудой температуры называют раз­ность между абсолютным максимумом и абсолютным миниму­мом температуры воздуха, наблюдавшимися в течение года. По значению амплитуды и времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха (рис. 3.2):

1 — экваториальный тип, характеризующийся двумя максиму­мами (после весеннего и осеннего равноденствия) и двумя ми­нимумами (после летнего и зимнего солнцестояния). Абсолютная годовая амплитуда очень мала: 5... 10°С над сушей и около

1 °С над океаном;

2 — тропический тип, имеет один максимум (после летнего солнце­стояния) и один минимум (после зимнего солнцестояния). Амплитуда температуры воздуха увеличивается по мере удаления от экватора на 10...20°С над сушей и на 5...10°С над морем;

3 — умеренный тип, отличается экстремумом, который наблюдается в те же сроки, что и в тропическом типе, но над морем сдвигается на месяц позже. Амплитуда увеличива­ется над сушей на 5О...60°С, над океаном на 15...20°С;

4 — полярный тип отличается дальнейшим возрастанием амплиту­ды до 65°С над сушей и 25...40°С над морем.

Рис. 3.2. Типы годового хода температуры воздуха:

1 — экваториальный (Джакарта, j = 6° ю. ш.); 2 —тропический (Асуан, j = 24° с. ш.); 3 — умеренного пояса (Саратов, j = 52° с. ш.); 4— полярный (Верхоянск, j = 67° с. ш.)

Дата добавления: 2015-06-28