Особенности годового хода приземной температуры воздуха в разных частях Земли по данным ОА Гидрометцентра РФ

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

Пермский государственный университет

Географический факультет

Кафедра метеорологии
и охраны атмосферы

ОСОБЕННОСТИ ГОДОВОГО ХОДА ПРИЗЕМНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА В РАЗНЫХ ЧАСТЯХ ЗЕМЛИ ПО ДАННЫМ ОБЪЕКТИВНОГО АНАЛИЗА ГИДРОМЕТЦЕНТРА РФ

Курсовая работа
 студента 2 курса
А.А. Зырянова

Научный руководитель
профессор Н.А. Калинин

Пермь 2005

ОГЛАВЛЕНИЕ

 

ВВЕДЕНИЕ.............................................................................................................. 3

1.      ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ........................................................... 4

1.1.  Процессы нагревания и охлаждения воздуха. Факторы, влияющие
на нагревание и охлаждение воздуха.................................................................... 4

1.2.  Годовой ход температуры воздуха............................................................... 10

2. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ПРИЗЕМНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА В
РАЗНЫХ ЧАСТЯХ ЗЕМЛИ................................................................................. 14

2.1. Географическое распределение температуры приземного слоя атмосферы.............................................................................................................................. 14

2.2.  Непериодические изменения температуры воздуха. Континентальность климата..................................................................................................................... 18

3.    АНАЛИЗ ГОДОВОГО ХОДА ПРИЗЕМНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ
ВОЗДУХА В СЕВЕРНОМ ПОЛУШАРИИ (1997 ГОД)................................... 24

ЗАКЛЮЧЕНИЕ...................................................................................................... 31

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК.................................................................. 32

ПРИЛОЖЕНИЕ...................................................................................................... 33

ВВЕДЕНИЕ

 

Изучению особенностей годового хода приземной температуры воздуха в настоящее время уделяется очень большое внимание ввиду его важности и актуальности. Прежде всего, это связано с глобальными изменениями климата (в частности с глобальным потеплением), происходящими в последнее столетие. Колебания температуры воздуха в течение года оказывают огромное влияние на деятельность человека (сельское хозяйство, промышленность). Их оценка и прогнозирование необходимы для развития экономики, предотвращения каких-либо негативных последствий.

Цель данной работы заключается в том, чтобы охарактеризовать общий ход температуры воздуха в приземном слое в течение года, выявить причины её колебаний в зависимости от различных факторов, объяснить возможные отклонения от средних многолетних данных, а также познакомить потребителя с некоторыми последними исследованиями ряда ученых.

Данная работа дает понять, насколько сильно на сегодняшний день развились представления об изменчивости температурного режима на планете в течение года в целом и об его закономерностях и особенностях в частности.

Основными исходными материалами при разработке данного вопроса явились труды таких авторов как Хромов С.П., Матвеев Л.Т., Будыко М.И., представителей Казанской школы. Кроме того, для исследовательской части были использованы данные объективного анализа некоторых метеовеличин в базе данных Гидрометцентра РФ.

1. ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ АТМОСФЕРЫ

1.1. Процессы нагревания и охлаждения воздуха.
Факторы, влияющие на нагревание и охлаждение воздуха

 

Тепловым режимом атмосферы называют характер распределе­ния и изменения температуры в атмосфере. Тепловой режим атмо­сферы определяется главным образом ее теплообменом с окружающей средой, т.е. с деятельной поверхностью и космическим про­странством.

За исключением верхних слоев, атмосфера поглощает солнеч­ную энергию сравнительно слабо. В частности, непосредственно солнечными лучами тропосфера нагревается незначительно. Основ­ным источником нагревания нижних слоев атмосферы является тепло, получаемое ими от деятельной поверхности. В дневные часы, когда приход радиации преобладает над излучением, деятельная поверхность нагревается; становится теплее воздуха, и тепло пере­дается от нее воздуху. Ночью деятельная поверхность теряет тепло путем излучения 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 может осуществляться с помощью сле­дующих процессов.

1.  Молекулярная теплопроводность. Воздух, соприкасающийся деятельной поверхностью, обменивается с ней теплом посредством молекулярной теплопроводности. Однако вследствие того, что коэф­фициент молекулярной теплопроводности неподвижного воздуха сравнительно мал, этот вид теплообмена тоже весьма мал по сравнению с другими видами.

2.  Турбулентное перемешивание. Атмосферный воздух находится в постоянном движении. Движение отдельных его небольших пор­ций, объемов, вихрей имеет неупорядоченный, хаотический харак­тер. Такое движение называется турбулентным перемешиванием или, короче, турбулентностью. Турбулентность оказывает большое влияние на многие атмосферные процессы, в том числе на теплообмен. В результате турбулентного перемешивания атмосферы возникает интенсивный перенос тепла из более теплых ее слоев в менее теплые. Теплообмен между земной поверхностью и атмосферой посредством турбулентного перемешивания происходит значительно интенсивнее, чем теплообмен за счет молекулярной теплопроводности воздуха. Так, летом в полуденное время над сушей турбулентный поток тепла при одинаковом градиенте тем­пературы примерно в 10000 раз больше молекулярного. В от­дельных же случаях он может отличаться от молекулярного еще больше.

3.  Тепловая конвекция. Тепловой конвекцией называется упоря­доченный перенос отдельных объемов воздуха в вертикальном на­правлении, возникающий в результате сильного нагрева нижнего слоя атмосферы. Теплые порции воздуха как более легкие подни­маются, а их место занимают холодные, которые затем тоже нагреваются и поднимаются. Тепловая конвекция первоначально возникает как движение отдельных небольших струй объемов, вих­рей, которые постепенно сливаются, образуя мощный восходящий поток, сопровождаемый компенсирующими его нисходящими дви­жениями в соседних районах. Вместе с перемешивающимися пор­циями воздуха происходит перенос тепла от более нагретых слоев атмосферы к менее нагретым.

Над сушей тепловая конвекция возникает в результате неравно­мерного нагревания разных участков деятельной поверхности почвы. Над морем она тоже возникает в случае, когда водная по­верхность теплее прилежащих слоев атмосферы. На водоемах такое положение часто имеет место в холодное время года и в ночные часы. Конвективный перенос тепла при благоприятных условиях может охватывать по вертикали всю толщу тропосферы.

4. Радиационная теплопроводность. Некоторую 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. Над сушей этот поток проявляется главным образом в ночные часы, когда турбулентность резко ос­лаблена, а тепловая конвекция отсутствует.

5. Испарение влаги с деятельной поверхности и последующая конденсация (сублимация) водяного пара в атмосфере. При кон­денсации (сублимации) выделяется теплота, которая идет на на­гревание окружающего воздуха.

Из пяти перечисленных процессов обмена теплом между дея­тельной поверхностью и атмосферой превалирующая роль принад­лежит турбулентному перемешиванию и тепловой конвекции. Изменения температуры, происходящие в результате описанных процессов в некотором объеме воздуха, принято называть индиви­дуальными. Они характеризуют изменение теплового состояния определенного количества воздуха. Однако температура в опреде­ленном месте может изменяться также в результате перемещения воздуха в горизонтальном направлении, т. е. при адвекции. При адвекции тепла в данное место поступает воздух, имеющий более высокую температуру, чем воздух, находившийся здесь раньше, а при адвекции холода - воздух, имеющий более низкую темпе­ратуру. Адвекция тепла (или холода) является важным фактором местного изменения температуры не только в тропосфере, но и в стратосфере [1].

Характер деятельной поверхности оказывает большое влияние на процессы нагревания и охлаждения прилегающего к ней слоя атмосферы. Тепловые воздействия суши и водной поверхности на атмосферу неодинаковы: деятельная поверхность суши отдает воздуху значительно большую часть получаемого ею лучистого тепла (35-50%), чем поверхность водоемов, которая большую часть получаемого тепла отдает более глубоким слоям. Много тепла на водоемах затрачивается также на испарение воды, и лишь незначительная его часть расходуется на нагревание воздуха. По­этому в периоды нагревания суши воздух на ней оказывается теплее, чем над водной поверхностью. Когда же деятельная поверх­ность охлаждается путем излучения, то суша, не накопившая доста­точно запаса тепла, сравнительно быстро охлаждается и охлаж­дает прилегающие слои воздуха.

Моря, океаны и большие озера в теплое время года накапли­вают в своей толще значительное количество тепла. В зимнее время они отдают его воздуху. Поэтому воздух над водными поверх­ностями зимой теплее, чем над сушей.

Поверхности материков в свою очередь являются неоднород­ными. Леса, болота, степи, поля отдают воздуху неодинаковые ко­личества тепла. Кроме того, почвы различных видов (чернозем, песок, торф) также оказывают неодинаковое термическое влияние на воздух [7].

Растительный покров оказывает существенное влияние на тем­пературу воздуха. Поверхность густого растительного покрова по­глощает почти всю приходящую к ней радиацию и практически является деятельной поверхностью. Прилегающий к ней воздух днем прогревается, а по направлению вверх и вниз от этой по­верхности температура убывает. Ночью над поверхностью расти­тельного покрова в результате ее излучения воздух оказывается наиболее холодным. В редком растительном покрове охлажденный воздух несколько опускается до уровня с более густой листвой. В этом случае деятельной поверхностью является не внешняя поверхность растительности, а несколько более низкий уровень. Днем воздух над растительным покровом нагревается, а ночью охлаждается меньше, чем над оголенной почвой. Это объясняется большой теплоемкостью растительного покрова, а также тем, что часть лучистой энергии, поступающей на растительный покров, расходуется в нем на различные физические и биологические про­цессы главным образом на испарение.

В лесу максимальные и минимальные температуры воздуха наблюдаются над кронами деревьев или, если листва редкая, не­сколько ниже крон. Поэтому наибольшие амплитуды также отме­чаются над кронами, а выше и ниже они уменьшаются. Из много­численных наблюдений за температурой воздуха в лесу, под кро­нами деревьев и в открытом поле установлено, что в среднем тем­пература в лесу ниже, чем в поле. Повышая ночные минимумы и понижая дневные максимумы, лес сглаживает суточные колебания температуры. Амплитуды суточного хода температуры воздуха в лесу примерно на 2°С меньше, чем в поле.

Тепловой режим города. Города оказывают значительное влия­ние на температуру воздуха. В летнее время жилые здания, раз­личные городские сооружения, дорожные покрытия и др., нагре­ваясь, отдают свое тепло воздуху. Поэтому температура воздуха в городе оказывается выше, чем в его окрестностях. Особенно велико это различие в вечерние часы, когда здания и сооружения, сильно нагревшиеся днем, постепенно отдают свое тепло воздуху. Кроме того, в городе почти отсутствуют участки открытой почвы и сравнительно малы площади растительного покрова, поэтому здесь меньше затраты тепла на испарение. Это также способствует повышению температуры воздуха в городе [5].

Зимой в городах вследствие пониженной прозрачности воздуха меньше эффективное излучение. Поэтому температура воздуха в городе зимой тоже несколько выше, чем в окрестностях. Наблю­дениями установлено [11], что среднегодовые температуры воздуха в го­родах на 0,5-1,0 °С выше, чем в окрестностях. Чем крупнее города, тем больше эта разность.

Определено [4], что под влиянием антропогенных выбросов водяного пара и загрязнения атмосферы другими газообразными и твердыми примесями, изменения теплофизических и оптических (радиационных) свойств земной поверхности про­изошли существенные изменения в мезоклиматическом режиме крупных городов и промышленных центров.

По данным ежедневных (за 8 сроков) метеорологических наблюдений в городе (Санкт - Петербург, Кемерово, Уфа, Н. Новгород, Архангельск, Екатеринбург и др.) и в нескольких пунктах, удаленных от него на несколько десят­ков километров, определены и проанализированы разности температур возду­ха, давлений водяного пара и относительной влажности, в формировании ко­торых (разностей) основную роль играют мезомасштабные процессы и не сказывается влияние процессов синоптического и более крупного масштабов. Оп­ределены не только средние значения и квадратические отклонения, но и по­строены для различных сезонов года и времени суток функции распределения разностей этих метеовеличин, которые использованы для оценки вероятности превышения температуры, давления водяного пара и относительной влажно­сти в городе по сравнению с его окрестностями (сельской местностью).

С целью выявления роли различных факторов в формировании поля температуры («острова тепла») выполнен расчет коэффициентов корреляции между разностью температур (город - окрестности) и концентрацией различ­ных загрязняющих (парниковых) веществ в городе, а также между разностью температур и разностью давлений водяного пара.

Рассчитаны также коэффициенты корреляции между изменениями во времени температуры воздуха в городе и приращениями давления водяного пара за те же интервалы времени.

Анализ для различных сезонов года и времени суток корреляционных связей, равно как и функций распределения температуры и влажности воздуха позволили заключить: во все сезоны года определяющую роль в повышении (по сравнению с окрестностями) температуры в городе (формирования «острова тепла») играет поглощение инфракрасной радиации антропогенным водяным паром, влияние других парниковых газов и аэрозоля примерно на порядок меньше; в дневные часы летом и частично весной сильно уменьшенная (вплоть до знака) разность температур между городом и окрестностями также формируется в основном под влиянием поглощения радиации водяным паром, однако в изменении давления водяного пара существенную роль играет различие в скоростях испарения (последняя в дневные часы летом в окрестностях больше, чем в городе).