Температурный режим воздуха процессы нагревания и охлаждения воздуха
Тепловым режимом атмосферы называют характер распределения и изменения температуры в атмосфере. Тепловой режим атмосферы определяется главным образом её теплообменом с окружающей средой, т. е. с деятельной поверхностью и космическим пространством. За исключением верхних слоев, атмосфера поглощает солнечную энергию сравнительно слабо. Основной источник нагревания нижних слоев атмосферы — тепло, получаемое ими от деятельной поверхности. В дневные часы, когда приход радиации преобладает над расходом, деятельная поверхность нагревается, становится теплее воздуха, и тепло передается от нее воздуху. Ночью деятельная поверхность теряет тепло излучением и становится холоднее воздуха. В этом случае воздух отдает тепло почве, в результате чего сам он охлаждается. Перенос тепла между деятельной поверхностью и атмосферой, а также в самой атмосфере осуществляется следующими процессами.
Молекулярная теплопроводность. Воздух, непосредственно соприкасающийся с деятельной поверхностью, обменивается с ней теплом посредством молекулярной теплопроводности. Вследствие того что коэффициент молекулярной теплопроводности неподвижного воздуха сравнительно мал, этот вид теплообмена незначителен.
Турбулентная теплопроводность. Она возникает внутри атмосферы вследствие вихревого, хаотического движения воздуха, т. е. турбулентности. Ее условно можно разделить на динамическую и термическую.
Динамическая турбулентность — вихревое хаотическое движение, возникающее в результате появления силы трения как между отдельными слоями перемещающегося воздуха, так и между движущимся воздухом и подстилающей поверхностью.
Термическая турбулентность, или тепловая конвекция — упорядоченный перенос отдельных объемов воздуха в вертикальном направлении, возникающий при неравномерном нагревании различных участков поверхности. Над более прогретыми участками воздух становится теплее а, следовательно, легче окружающего и поднимается вверх. Его место занимает более холодный соседний воздух, который, в свою очередь, нагревается и тоже поднимается.
Радиационная теплопроводность. Определенную роль в передаче тепла от почвы к атмосфере играет излучение деятельной поверхностью длинноволновой радиации, поглощаемой нижними слоями атмосферы. Последние, нагреваясь, таким же способом последовательно передают тепло вышележащим слоям. В период охлаждения поверхности радиационный поток тепла направлен от вышележащих слоев атмосферы вниз. Радиационный поток тепла над сушей проявляется главным образом в ночные часы, когда турбулентность резко ослаблена, а тепловая конвекция отсутствует.
Конденсация (сублимация) водяного пара. При конденсации выделяется тепло, нагревающее воздух, особенно более высокие слои атмосферы, где образуются облака.
Суточный и годовой ход температуры воздуха
Изменения температуры приземного слоя воздуха в течение суток и года обусловлены периодическими колебаниями температуры подстилающей поверхности и наиболее четко выражены в его нижних слоях.
В суточном ходе кривая имеет по одному максимуму и минимуму. Минимальное значение температуры наблюдают перед восходом Солнца. Затем она непрерывно повышается, достигая наибольших значений в 14...15 ч, после чего начинает снижаться до восхода Солнца.
Амплитуда температурных колебаний — важная характеристика погоды и климата, зависящая от ряда условий.
Амплитуда суточных колебаний температуры воздуха зависит от погодных условий. В ясную погоду амплитуда больше, чем в пасмурную, так как облака днем задерживают солнечную радиацию, а ночью уменьшают потерю тепла земной поверхностью путем излучения.
Амплитуда зависит также от времени года. В зимние месяцы при малой высоте Солнца в средних широтах она понижается до 2...3 °С.
Оказывает большое влияние на суточный ход температуры воздуха рельеф: на выпуклых формах рельефа (на вершинах и на склонах гор и холмов) амплитуда суточных колебаний меньше, а в вогнутых (ложбины, долины, котловины) больше по сравнению с равнинной местностью.
Назначение амплитуды влияют и физические свойства почвы:
чем больше суточный ход на самой поверхности почвы, тем больше суточная амплитуда температуры воздуха над ней.
Растительный покров уменьшает амплитуду суточных колебаний температуры воздуха среди растений, так как он днем задерживает солнечную радиацию, а ночью — земное излучение. Особенно заметно уменьшает суточные амплитуды лес.
.Годовой ход температуры воздуха в разных географических зонах различен в зависимости от широты и континентальное™ местоположения. По средней многолетней амплитуде и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха.
Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдают два слабовыраженных максимума температуры — после весеннего (21.03) и осеннего (23.09) равноденствия, когда Солнце находится в зените, и два минимума — после зимнего (22.12) и летнего (22.06) солнцестояния, когда Солнце находится на наименьшей высоте.
Тропический тип. В тропических широтах наблюдают простой годовой ход температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния.
Тип умеренного пояса. Минимальные и максимальные значения температуры отмечаются после солнцестояний.
Полярный тип. Минимум температуры в годовом ходе вследствие полярной ночи сдвигается на время появления Солнца над. Максимум температуры в Северном полушарии наблюдается в июле.
На годовой ход температуры воздуха оказывает влияние также высота места над уровнем моря. С увеличением высоты годовая амплитуда уменьшается.