Процеси нагрівання та охолодження повітря
агромет.doc
Процеси нагрівання та охолодження повітря. Чинники, що впливають
на нагрівання та охолодження повітря
Річний перебіг температури повітря.
Вивченню особливостей річного ходу приземної температури повітря в даний час приділяється дуже велика увага через його важливість і актуальність. Насамперед це пов'язано з глобальними змінами клімату (зокрема з глобальним потеплінням), що відбуваються в останнє століття. Коливання температури повітря протягом року дуже впливають на діяльність людини (сільське господарство, промисловість). Їх оцінка та прогнозування необхідні розвитку економіки, запобігання будь-яких негативних наслідків.
Мета даної роботи полягає в тому, щоб охарактеризувати загальний перебіг температури повітря в приземному шарі протягом року, виявити причини її коливань залежно від різних факторів, пояснити можливі відхилення від середніх багаторічних даних, а також познайомити споживача з деякими останніми дослідженнями низки вчених.
Дана робота дає зрозуміти, наскільки сильно на сьогоднішній день розвинулися уявлення про мінливість температурного режиму на планеті протягом року в цілому і про його закономірності та особливості зокрема.
1. Процеси нагрівання та охолодження повітря.
Фактори, що впливають на нагрівання та охолодження повітряа
Тепловим режимом атмосфери називають характер розподілу та зміни температури в атмосфері. Тепловий режим атмосфери визначається головним чином теплообміном з навколишнім середовищем, тобто. з діяльною поверхнею та космічним простором.
Крім верхніх шарів, атмосфера поглинає сонячну енергію порівняно слабко. Зокрема,безпосередньо сонячним промінням тропосфера нагрівається незначно. Основним джерелом нагрівання нижніх шарів атмосфери є тепло, що отримується від діяльної поверхні. Вдень, коли прихід радіації переважає над випромінюванням, діяльна поверхня нагрівається; стає теплішим за повітря, і тепло передається від неї повітрю. Вночі діяльна поверхня втрачає тепло шляхом випромінювання і стає холоднішою за повітря. У цьому випадку повітря віддає тепло грунту, внаслідок чого саме воно охолоджується. Перенесення тепла між діяльною поверхнею та атмосферою, а також у самій атмосфері може здійснюватися за допомогою наступних процесів.
1. Молекулярна теплопровідність. Повітря, що стикається з діяльною поверхнею, обмінюється з нею теплом за допомогою молекулярної теплопровідності. Однак через те, що коефіцієнт молекулярної теплопровідності нерухомого повітря порівняно малий, цей вид теплообміну теж дуже малий у порівнянні з іншими видами.
2. Турбулентне перемішування. Атмосферне повітря перебуває у постійному русі. Рух окремих його невеликих порцій, обсягів, вихорів має невпорядкований хаотичний характер. Такий рух називається турбулентним перемішуванням або, коротше, турбулентністю. Турбулентність дуже впливає на багато атмосферних процесів, у тому числі на теплообмін. В результаті турбулентного перемішування атмосфери виникає інтенсивне перенесення тепла з тепліших її шарів у менш теплі. Теплообмін між земною поверхнею та атмосферою за допомогою турбулентного перемішування відбувається значно інтенсивніше, ніж теплообмін за рахунок молекулярної теплопровідності повітря. Так, влітку опівдні над сушею турбулентний потік тепла при однаковому градієнті температуриприблизно 10000 разів більше молекулярного. В окремих випадках він може відрізнятися від молекулярного ще більше.
3. Теплова конвекція. Тепловою конвекцією називається впорядковане перенесення окремих обсягів повітря у вертикальному напрямку, що виникає в результаті сильного нагріву нижнього шару атмосфери. Теплі порції повітря як легші піднімаються, які місце займають холодні, які потім теж нагріваються і піднімаються. Теплова конвекція спочатку виникає як рух окремих невеликих струменів обсягів, вихорів, які поступово зливаються, утворюючи потужний висхідний потік, що супроводжується компенсуючими його низхідними рухами в сусідніх районах. Разом з порціями повітря, що перемішуються, відбувається перенесення тепла від більш нагрітих шарів атмосфери до менш нагрітих.
Над сушею теплова конвекція виникає внаслідок нерівномірного нагрівання різних ділянок діяльної поверхні ґрунту. Над морем вона теж виникає у разі, коли водна поверхня тепліша за прилеглі шари атмосфери. На водоймищах таке становище часто має місце в холодну пору року і в нічний годинник. Конвективне перенесення тепла за сприятливих умов може охоплювати по вертикалі всю товщу тропосфери.
4. Радіаційна теплопровідність. Деяку роль передачі тепла від грунту до атмосфері грає випромінювання діяльною поверхнею довгохвильової радіації, поглинається нижніми шарами атмосфери. Останні, нагріваючись, у такий же спосіб послідовно передають тепло вищим шарам. У період охолодження поверхні радіаційний потік тепла спрямований від шарів атмосфери вниз. Над сушею цей потік проявляється головним чином у нічний час, коли турбулентність різко ослаблена, а теплова конвекція відсутня.
5. Випаровуваннявологи з діяльної поверхні та наступна конденсація (сублімація) водяної пари в атмосфері. При конденсації (сублімації) виділяється теплота, яка йде нагрівання навколишнього повітря.
З п'яти перерахованих процесів обміну теплом між діяльною поверхнею та атмосферою превалююча роль належить турбулентному перемішуванню та тепловій конвекції. Зміни температури, які у результаті описаних процесів у певному обсязі повітря, прийнято називати індивідуальними. Вони характеризують зміну теплового стану певної кількості повітря. Однак температура в певному місці може змінюватися також в результаті переміщення повітря горизонтальному напрямку, тобто при адвекції. При адвекції тепла в дане місце надходить повітря, що має більш високу температуру, ніж повітря, що знаходилося тут раніше, а при адвекції холоду - повітря, що має нижчу температуру. Адвекція тепла (чи холоду) є важливим чинником місцевого зміни температури у тропосфері, а й у стратосфері [1].
Характер діяльної поверхні дуже впливає на процеси нагрівання та охолодження прилеглого до неї шару атмосфери. Теплові впливи суші та водної поверхні на атмосферу неоднакові: діяльна поверхня суші віддає повітрю значно більшу частину одержуваного нею променистого тепла (35-50%), ніж поверхня водойм, яка більшу частину одержуваного тепла віддає більш глибоким шарам. Багато тепла на водоймах витрачається на випаровування води, і лише незначна його частина витрачається на нагрівання повітря. Тому в періоди нагрівання суші повітря на ній виявляється теплішим, ніж над водною поверхнею. Коли ж діяльна поверхня охолоджується шляхом випромінювання, то суходіл, що не накопичив достатньозапасу тепла, порівняно швидко охолоджується та охолоджує прилеглі шари повітря.
Моря, океани та великі озера в теплу пору року накопичують у своїй товщі значну кількість тепла. Взимку вони віддають його повітрю. Тому повітря над водяними поверхнями взимку тепліше, ніж над сушею.
Поверхні материків своєю чергою є неоднорідними. Ліси, болота, степи, поля віддають повітрі неоднакові кількості тепла. Крім того, ґрунти різних видів (чорнозем, пісок, торф) також надають неоднаковий термічний вплив на повітря [7].
Рослинний покрив істотно впливає на температуру повітря. Поверхня густого рослинного покриву поглинає майже всю радіацію, що приходить до неї і практично є діяльною поверхнею. Прилегле до неї повітря вдень прогрівається, а в напрямку вгору і вниз від цієї поверхні температура зменшується. Вночі над поверхнею рослинного покриву внаслідок її випромінювання повітря виявляється найхолоднішим. У рідкому рослинному покриві охолоджене повітря дещо опускається до рівня з густішим листям. У цьому випадку діяльною поверхнею є не зовнішня поверхня рослинності, а дещо нижчий рівень. Вдень повітря над рослинним покривом нагрівається, а вночі охолоджується менше, ніж над оголеним ґрунтом. Це великий теплоємністю рослинного покриву, і навіть тим, що частина променистої енергії, що надходить рослинний покрив, витрачається у ньому різні фізичні і біологічні процеси головним чином випаровування.
У лісі максимальні та мінімальні температури повітря спостерігаються над кронами дерев або, якщо листя рідке, дещо нижче за крони. Тому найбільші амплітуди також відзначаються над кронами, а вищеі нижче вони зменшуються. З численних спостережень за температурою повітря у лісі, під кронами дерев та у відкритому полі встановлено, що у середньому температура у лісі нижче, ніж у полі. Підвищуючи нічні мінімуми та знижуючи денні максимуми, ліс згладжує добові коливання температури. Амплітуди добового перебігу температури повітря в лісі приблизно на 2°С менше, ніж у полі.
Тепловий режим міста. Міста значно впливають на температуру повітря. У літню пору житлові будівлі, різні міські споруди, дорожні покриття та ін., нагріваючись, віддають своє тепло повітрю. Тому температура повітря в місті виявляється вищою, ніж у його околицях. Особливо велика ця відмінність у вечірні години, коли будівлі та споруди, що сильно нагрілися вдень, поступово віддають своє тепло повітрю. Крім того, у місті майже відсутні ділянки відкритого ґрунту та порівняно малі площі рослинного покриву, тому тут менші витрати тепла на випаровування. Це також сприяє підвищенню температури повітря у місті [5].
Взимку в містах внаслідок зниженої прозорості повітря менше ефективне випромінювання. Тому температура повітря в місті взимку теж дещо вища, ніж на околицях. Спостереженнями встановлено [11], що середньорічні температури повітря містах на 0,5-1,0 °З вище, ніж у околицях. Чим більше міста, тим більша ця різниця.
Визначено [4], що під впливом антропогенних викидів водяної пари та забруднення атмосфери іншими газоподібними та твердими домішками, зміни теплофізичних та оптичних (радіаційних) властивостей земної поверхні відбулися суттєві зміни у мезокліматичному режимі великих міст та промислових центрів.
За даними щоденних (за 8 термінів) метеорологічних спостережень умісті (Санкт - Петербург, Кемерово, Уфа, Н. Новгород, Архангельськ, Єкатеринбург та ін.) та в декількох пунктах, віддалених від нього на кілька десятків кілометрів, визначено та проаналізовано різниці температур повітря, тисків водяної пари та відносної вологості, у формуванні яких (різностей) основну роль грають мезомасштабні процеси і не позначається вплив процесів синоптичного та більшого масштабів. Визначено не лише середні значення та квадратичні відхилення, але й побудовані для різних сезонів року та часу доби функції розподілу різниць цих метеовеличин, які використані для оцінки ймовірності перевищення температури, тиску водяної пари та відносної вологості у місті порівняно з його околицями (сільською місцевістю) .
З метою виявлення ролі різних факторів у формуванні поля температури («острова тепла») виконано розрахунок коефіцієнтів кореляції між різницею температур (місто - околиці) та концентрацією різних забруднюючих (парникових) речовин у місті, а також між різницею температур та різницею тисків водяної пари.
Розраховані також коефіцієнти кореляції між змінами у часі температури повітря у місті та збільшенням тиску водяної пари за ті ж інтервали часу.
Аналіз для різних сезонів року та часу доби кореляційних зв'язків, так само як і функцій розподілу температури та вологості повітря дозволили укласти: у всі сезони року визначальну роль у підвищенні (порівняно з околицями) температури у місті (формування «острова тепла») грає поглинання інфрачервоної радіації антропогенною водяною парою, вплив інших парникових газів та аерозолю приблизно на порядок менший; в денний годинник влітку і частково навесні сильнозменшена (аж до знака) різниця температур між містом та околицями також формується в основному під впливом поглинання радіації водяною парою, проте у зміні тиску водяної пари істотну роль відіграє відмінність у швидкостях випаровування (остання в денний час влітку в околицях більше, ніж у місті) .