Атмосфера. Ее состав, строение и граница

В результате суточные колебания температуры  в воде распространяются на глубину  порядка десятков метров, а в почве  — менее чем до одного метра. Годовые  колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен  метров, а в почве — только на 10—20 м.

Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую  толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве  же приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который, таким  образом, сильно нагревается. Член А  в уравнении теплового баланса (1) для воды гораздо больше, чем  для почвы, а член Р соответственно меньше.

Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен него приходит накопленное  тепло из нижележащих слоев. Поэтому  температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности  же почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное  в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу.

В результате днем и летом температура  на поверхности почвы выше, чем  температура на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания  температуры на поверхности почвы  больше, притом значительно больше, чем на поверхности воды.

Вследствие  указанных различий в распространении  тепла водный бассейн за теплое время  года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в  холодный сезон. Напротив, почва в  течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает  его к зиме.

В средних широтах за теплую половину года в почве накапливается 1,5—3 ккал тепла на каждый квадратный сантиметр  поверхности. В холодное время почва  отдает это тепло атмосфере. Величина ±1,5—3 ккал/см2 в год составляет годовой теплооборот почвы. Под влиянием снежного покрова зимой и растительного летом годовой теплооборот почвы уменьшается; например, под Ленинградом на 30%. В тропиках годовой теплооборот меньше, чем в умеренных широтах, так как там меньше годовые различия в притоке солнечной радиации.

Годовой теплооборот больших водоемов примерно в 20 раз больше по сравнению с  годовым теплооборотом почвы. Балтийское море отдает воздуху в холодное время 52 ккал/см2 и столько же накапливает в теплое время года. Годовой теплооборот Черного моря ±48 ккал/см2, Женевского озера ±35 ккал/см2. В результате указанных различий температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

Суточный  и годовой ход температуры  на поверхности почвы

Измерение температуры на поверхности почвы  является методически трудной задачей, особенно при пользовании жидкостными  термометрами. Результаты измерений  сильно зависят от условий установки  термометра, не вполне отражают действительные температурные условия на поверхности  почвы и недостаточно сравнимы. Лучшие результаты можно получить с помощью  электрических термометров.

Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода  солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю — отдача тепла из верхнею слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный же обмен тепла в это время незначителен.

Затем температура на поверхности почвы  растет до 13— 14 часов, когда достигает  максимума в суточном ходе. После  этого начинается падение температуры. Радиационный баланс в послеполуденные  часы, правда, остается положительным; однако отдача тепла в дневные  часы из верхнего слоя почвы в атмосферу  происходит не только путем эффективного излучения, но и путем возросшей  теплопроводности, а также при  увеличившемся испарении воды. Продолжается и передача тепла в глубь почвы. Поэтому температура на поверхности почвы и падает с 13—14 часов до утреннего минимума.

Суточный  ход температуры на поверхности  почвы изобразится на графике  время — температура волнообразной  кривой, более или менее напоминающей синусоиду. Высшая точка этой кривой характеризует максимум, низшая —  минимум температуры (рис. 5.2).

Максимальные  температуры на поверхности почвы  обычно выше, чем в воздухе на высоте метеорологической будки. Это  понятно: днем солнечная радиация прежде всего нагревает почву, а уже от нее нагревается воздух.

В Московской области летом на поверхности  обнаженной почвы наблюдаются температуры  до +55°, а в пустынях — даже до +80°.

Ночные  минимумы температуры, наоборот, бывают на поверхности почвы ниже, чем  в воздухе, так как, прежде всего, почва выхолаживается эффективным  излучением, а уже от нее охлаждается  воздух. Зимой в Московской области  ночные температуры на поверхности (в это время покрытой снегом) могут падать ниже —50°, летом (кроме  июля) — до нуля. На снежной поверхности  во внутренних районах Антарктиды даже средняя месячная температура в  июне около —70°, а в отдельных  случаях она может падать до —90°.Разность между суточным максимумом и суточным минимумом температуры называется суточной амплитудой температуры. В  Московской области в зимние месяцы многолетняя средняя суточная амплитуда  температуры на поверхности почвы (снега) равна 5—10°, в летние 10—20°. В  отдельные дни суточные амплитуды, конечно, могут быть и выше и ниже многолетних средних значений в  зависимости от ряда причин, прежде всего от облачности. В безоблачную  погоду велика солнечная радиация днем и также велико эффективное излучение  ночью. Поэтому суточный (дневной) максимум особенно высок, а суточный (ночной) минимум низок и, следовательно, суточная амплитуда велика. В облачную погоду дневной максимум понижен, ночной минимум повышен и суточная амплитуда  уменьшена.Сильные ночные заморозки на почве весной и осенью обычно наблюдаются при ясном небе, т. е. при большом эффективном излучении. Суточный ход температуры почвы зависит также от экспозиции склонов, т. е. от того, как ориентирован наклон данного участка земной поверхности по отношению к странам света. Ночное излучение одинаково на склонах любой ориентации; но дневное нагревание почвы, конечно, будет наибольшим на южных склонах и наименьшим на северных. Суточный ход температуры почвы зависит также от почвенного покрова, что будет выяснено дальше.

Температура поверхности почвы, конечно, меняется и в годовом ходе. В тропических  широтах ее годовая амплитуда, т. е. разность многолетних средних  температур самого теплого и самого холодного месяца года, мала и с  широтой растет. В северном полушарии  на широте 10° она около 3°, на широте 30е около 10°, на широте 50° в среднем  около 25°.

16. Изменение температуры с высотой.  Инверсия температур. Заморозки

Подобно тому, как в почве или в воде нагревание и охлаждение передаются от поверхности в глубину, так  и в воздухе нагревание и охлаждение передаются из нижнего слоя в более  высокие слои. Следовательно, суточные колебания температуры должны наблюдаться  не только у земной поверхности, но и в высоких слоях атмосферы. При этом, подобно тому как в почве и в воде суточное колебание температуры убывает и запаздывает с глубиной, в атмосфере оно должно убывать и запаздывать с высотой.

Нерадиационная  передача тепла в атмосфере происходит, как и в воде, преимущественно  путем турбулентной теплопроводности, т. е. при перемешивании воздуха. Но воздух более подвижен, чем вода, и турбулентная теплопроводность в  нем значительно больше. В результате суточные колебания температуры  в атмосфере распространяются на более мощный слой, чем суточные колебания в океане.

На  высоте 300 м над сушей амплитуда  суточного хода температуры около 50% амплитуды у земной поверхности, а крайние значения температуры  наступают на 1,5—2 часа позже. На высоте 1 км суточная амплитуда температуры  над сушей 1—2°, на высоте 2—5 км 0,5—1°, а дневной максимум смещается  на вечер. Над морем суточная амплитуда  температуры несколько растет с  высотой в нижних километрах, но все же остается малой.

Небольшие суточные колебания температуры  обнаруживаются даже в верхней тропосфере и в нижней стратосфере. Но там  они определяются уже процессами поглощения и излучения радиации воздухом, а не влияниями земной поверхности.

В горах, где влияние подстилающей поверхности больше, чем на соответствующих  высотах в свободной атмосфере, суточная амплитуда убывает с  высотой медленнее. На отдельных  горных вершинах, на высотах 3000 м и  больше, суточная амплитуда еще может  равняться 3—4°. На высоких обширных плато суточная амплитуда температуры  воздуха того же порядка, что и  в низинах: поглощенная радиация и эффективное излучение здесь  велики, так же как и поверхность  соприкосновения воздуха с почвой. Суточная амплитуда температуры  воздуха на станции Мургаб на Памире в среднем годовом 15,5°, тогда как  в Ташкенте 12°.

Инверсии  температуры

В предыдущих параграфах мы неоднократно упоминали об инверсиях температуры. Теперь остановимся на них несколько  подробнее, поскольку с ними связаны  важные особенности в состоянии  атмосферы.

Падение температуры с высотой можно  считать нормальным положением вещей  для тропосферы, а инверсии температуры  — отклонениями от нормального состояния. Правда, инверсии температуры в тропосфере — частое, почти повседневное явление. Но они захватывают воздушные  слои достаточно тонкие в сравнении  со всей толщей тропосферы.

Инверсию  температуры можно характеризовать  высотой, на которой она наблюдается, толщиной слоя, в котором имеется  повышение температуры с высотой, и разностью температур на верхней  и нижней границах инверсионного  слоя — скачком температуры. В качестве переходного случая между нормальным падением температуры с высотой и инверсией наблюдается еще явление вертикальной изотермии, когда температура в некотором слое с высотой не меняется.

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). Над открытой водой такие инверсии наблюдаются редко и не так  значительны. У подстилающей поверхности  температура самая низкая; с высотой  она растет, причем этот рост может  распространяться на слой в несколько  десятков и даже сотен метров. Затем  инверсия сменяется нормальным падением температуры с высотой.

Инверсия  в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью (рис.5.20). Основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере; однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км (если не говорить об инверсиях на тропопаузе, собственно уже не тропосферных). Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной — от немногих десятков до многих сотен метров. Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е. разность температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя, может колебаться от 1° и меньше до 10—15° и больше.

Заморозки

Важное  в практическом отношении явление  заморозков связано как с суточным ходом температуры, так и с  непериодическими ее понижениями, причем обе эти причины обычно действуют совместно.

Заморозками называют понижения температуры  воздуха ночью до нуля градусов и  ниже в то время, когда средние  суточные температуры уже держатся выше нуля, т. е. весной и осенью.

Весенние  и осенние заморозки могут  иметь самые неблагоприятные  последствия для садовых и  огородных культур. При этом необязательно, чтобы температура опускалась ниже нуля в метеорологической будке. Здесь, на высоте 2 м, она может остаться несколько выше нуля; но в самом  нижнем, при почвенном слое воздуха  она в это же время падает до нуля и ниже, и огородные или ягодные культуры повреждаются. Бывает и так, что температура воздуха даже и на небольшой высоте над почвой остается выше нуля, но сама почва или растения на ней охлаждаются путем излучения до отрицательной температуры и на них появляется иней. Это явление называется заморозком на почве и также может погубить молодые растения.

Заморозки чаще всего бывают, когда в данный район приходит достаточно холодная воздушная масса, например арктического воздуха. Температура в нижних слоях  этой массы днем все-таки выше нуля. Ночью же температура воздуха  падает в суточном ходе ниже нуля, т. е. наблюдается заморозок.

Для заморозка нужна ясная и тихая  ночь, когда эффективное излучение  с поверхности почвы велико, а  турбулентность мала и воздух, охлаждающийся  от почвы, не переносится в более  высокие слои, а подвергается длительному  охлаждению. Такая ясная и тихая  погода обычно наблюдается во внутренних частях областей высокого атмосферного давления, антициклонов.

Сильное ночное охлаждение воздуха у земной поверхности приводит к тому, что  с высотой температура повышается. Другими словами, при заморозке  имеет место приземная инверсия температуры.

Заморозки чаще происходят в низинах, чем в  возвышенных местах или на склонах, так как в вогнутых формах рельефа  ночное понижение температуры усилено. В низких местах холодный воздух больше застаивается и длительнее охлаждается.

Поэтому заморозок нередко поражает сады, огороды или виноградники в низкой местности, в то время как на склонах  холма они остаются неповрежденными.

Последние весенние заморозки наблюдаются  в центральных областях Европейской  территории СНГ в конце мая  — начале июня, а уже в начале сентября возможны первые осенние заморозки (карты VII, VIII).

В настоящее время разработаны  достаточно эффективные средства для  защиты садов и огородов от ночных заморозков. Огород или сад укутывается  дымовой завесой, которая понижает эффективное излучение и уменьшает  ночное падение температуры. Грелками разного рода можно подогревать  нижние слои воздуха, накопляющегося в  приземном слое. Участки с садовыми или огородными культурами можно закрывать на ночь особой пленкой, расставлять над ними соломенные или пластикатовые навесы, также уменьшающие эффективное излучение с почвы и растений, и т. д. Все такие меры следует принимать, когда уже с вечера температура достаточно низка и, согласно прогнозу погоды, предстоит ясная и тихая ночь.