к земной поверхности
Поток прямой радиации и ее спектральный состав зависят от высоты Солнца и прозрачности атмосферы, которая в свою очередь зависит от содержания поглощающих газов и аэрозолей (наличие облаков и тумана). Под влиянием этих факторов поток прямой радиации может изменяться очень сильно.
Поток прямой радиации увеличивается с увеличением высоты места над уровнем моря, т.к. чем выше находится пункт наблюдения, тем меньшую толщу атмосферы проходят солнечные лучи и тем меньше они ослабляются. Увеличение потока прямой радиации с высотой в нижних слоях атмосферы происходит быстрее, чем в верхних, т.к. большая часть аэрозолей и водяного пара сосредоточено внизу.
Большое влияние на приход прямой солнечной радиации оказывают облака. Плотные облака нижнего яруса почти совсем не пропускают прямую радиацию.
Суточный и годовой ход прямой радиации
Если бы прозрачность атмосферы в течение дня не менялась, то изменение прямой радиации было бы симметричным относительно истинного полдня: от нуля - в момент восхода она сначала быстро, а затем более медленно увеличивалась до наибольшего значения, достигаемого в полдень, а затем сначала медленно, а потом более быстро уменьшалось бы до нуля в момент захода Солнца. Потоки были бы одинаковыми в часы, симметричные относительно полудня.
Но прозрачность атмосферы в течение дня не остается постоянной, т.к.количество пыли, водяного пара и других примесей, содержащихся в воздухе, непрерывно меняется. Поэтому суточный ход прямой радиации не бывает симметричным относительно полудня. В часы, близкие к полудню, или в послеполуденные часы в результате усиления восходящих движений воздуха, поднимающих пыль и водяной пар, прямая радиация начинает уменьшаться, в результате чего максимальное ее значение наблюдается не в полдень, а около 10 часов.
Суточный ход прямой радиации меняется также в течение года, т.к. меняются продолжительность дня и высота Солнца. Суточный ход прямой радиации, поступающей на перпендикулярную и горизонтальную лучам поверхности, также различно по причине не одинакового угла падения лучей на эти поверхности.
Суточный ход прямой радиации зависит от широты места: в низких широтах максимум в околополуденные часы выражен значительно резче, чем в высоких, т.к. с приближением к полюсам меньше изменяется высота Солнца в течение дня, следовательно, суточный ход прямой радиации почти отсутствует.
Годовой ход прямой радиации характеризуется изменением среднемесячных полуденных значений. Наиболее резко выражен годовой ход прямой радиации на полюсе. В зимнее полугодие солнечная радиация здесь отсутствует, а к моменту летнего солнцестояния может достигать максимума. На экваторе амплитуда годового ходя прямой солнечной радиации наименьшая и имеет вид двойной волны: максимумы – в дни весеннего и осеннего равноденствия, а минимумы – в дни летнего и зимнего солнцестояния. В средних широтах в годовом ходе полуденной прямой радиации максимум наблюдается в апреле и мае, т.к. в летние месяцы из-за увеличения количества водяного пара и пыли в воздухе прозрачность атмосферы уменьшается, минимум – в момент зимнего солнцестояния.
Рассеянная радиация
Рассеянная радиация поступает на земную поверхность от всего небесного свода и измеряется количеством энергии, приходящим в единицу времени на единицу горизонтальной поверхности.
Наблюдается следующая зависимость:
1. Чем больше высота Солнца, тем больше поток рассеянной радиации.
2. Чем больше в атмосфере рассеивающих частичек, тем бόльшая доля солнечной радиации рассеивается, т.к. поток рассеянной радиации увеличивается при увеличении замутненности атмосферы.
3. Поток рассеянной радиации значительно увеличивается при наличии светлых и тонких облаков, которые являются хорошо рассеивающей средой; увеличивается меньше, чем при ясном небе, если наблюдаются сплошные облака среднего и особенно верхнего яруса; становится меньше, чем при ясном небе, если наблюдается сплошная низкая облачность большой толщины и при выпадении осадков.
4. Приход рассеянной радиации зависит от характера деятельной поверхности, особенно от ее отражательной способности. Наиболее заметно увеличивает рассеянную радиацию снежный покров. Особенно велика рассеянная радиация в Арктике и Антарктиде.
5. С увеличением высоты над уровнем моря рассеянная радиация при ясном небе уменьшается, т.к. уменьшается толща выше лежащих рассеивающих слоев атмосферы. Но при наличии облаков рассеянная радиация в подоблачном слое атмосферы с высотой увеличивается.
Суточный и годовой ход рассеянной радиации при безоблачном небе параллелен ходу прямой радиации, но утром рассеянная радиация появляется раньше, чем прямая. затем по мере поднятия Солнца над горизонтом она увеличивается, достигая максимума к 12-13 часам, после чего начинает уменьшаться и в момент окончания сумерек исчезает. В годовом ходе максимум рассеянной радиации наблюдается в июле, минимум – в январе.
Суммарная радиация
Суммарная радиация – это сумма прямой (на горизонтальную поверхность) и рассеянной радиации.
Состав суммарной радиации меняется в зависимости от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и облачности.
1. До восхода Солнца суммарная радиация состоит полностью, а при малых высотах Солнца – преимущественно из рассеянной радиации.
2. Чем прозрачнее атмосфера, тем меньше доля рассеянной радиации в составе суммарной.
3. В зависимости от формы, высоты и количества облаков доля рассеянной радиации увеличивается в разной степени. Когда Солнце закрыто плотными облаками, суммарная радиация состоит только из рассеянной. При таких облаках рассеянная радиация лишь частично восполняет уменьшение прямой, поэтому увеличение количества и плотности облаков в среднем сопровождается уменьшением суммарной радиации. Но при небольшой или тонкой облачности, когда Солнце совсем открыто или не полностью закрыто облаками, суммарная радиация за счет увеличения рассеянной может оказаться больше, чем при ясном небе.
Суточный и годовой ход суммарной радиации определяется изменением высоты Солнца: суммарная радиация почти прямо пропорционально изменению высоты Солнца. Но влияние облачности и прозрачности воздуха сильно усложняет эту простую зависимость и нарушает плавный ход суммарной радиации.
Суммарная радиация сильно зависит от широты места, с уменьшением которой ее суточные суммы увеличиваются.
Контрольные вопросы
1. Из каких газов в основном состоит Солнце?
2. Сколько сфер имеет в составе Солнце?
3. Какие потоки лучистой энергии наблюдаются в атмосфере?
4. Что такое поток прямой радиации, в каких единицах он выражается?
5. Какие факторы влияют на поток прямой радиации в атмосфере?
6. От чего зависит суточный и годовой ход прямой радиации?
7. Что называется потоком рассеянной радиации?
Тестовые вопросы
1. Скорость распространения лучистой энергии, т.е. электромагнитных, волн составляет (км/сек):
A. 300 000. B. 200 000. C. 350 000. D. 250 000.
2. Основная часть электромагнитного излучения, поступающего на Землю от Солнца, это:
A. Космическая радиация. B. Солнечная радиация.
C.Межпланетная радиация. D. Отраженная радиация.
3. Количество солнечных пятен, вспышек, протуберанцев достигает максимума с периодичностью:
A. Каждый год. B. 10 лет. C. 11 лет. D; 25 лет.
4. Наиболее плотная часть солнечной атмосферы, это:
A. Хромосфера. B. Солнечная корона. C. Ионосфера. D. Фотосфера
5. В составе Солнца преобладает:
A. Азот. B. Кислород. C. Водород. D. Гелий.
6. Солнце состоит из:
A. водорода (64%), гелия (32%) и других газов (4%).
B. Гелия (64%), водорода (32%) и других газов (4%)
C. урана (75%), метана (20) и кислорода (5%).
D. Водород (64%), остальные газы (32%) и гелий (4%)
7. Радиус Солнца больше радиуса Земли в:
A. 120 раз. B. 109 раз. C. 105 раз. D. 100 раз.
8. Основным источником энергии для всех природных процессов, происходящих на поверхности Земли и в атмосфере, это:
A. Солнце.B. Звезды C. Тепловое излучение Земли. D. Космические лучи.
9 Видимые лучи солнечного спектра делятся на:
A. 7 цветов. B. 10 цветов. C. 3 цвета. D. 6 цветов.
10. В состав атмосферы Солнца не входит:
A. Экзосфера. B. Солнечная корона. C. Хромосфера. D. Фотосфера
11. Суммарная радиация складывается из:
A. Рассеянной и отраженной. B. Прямой и отраженной.
C. Прямой и рассеянной. D. Инсоляции и отраженной.
12 Факторы, не влияющие на приход прямой радиации:
A. Облачность. B. Отражение солнечной радиации от Земли
C. Прозрачность атмосферы. D. Высота МС над уровнем моря
13.Лучи видимой части солнечного спектра, лучше всего рассеиваемые в атмосфере, это:
A. Фиолетовые. B. Синие. C. Зеленые. D. Красные.
14. Факторы, не влияющие на приход рассеянной радиации, это:
A. Экспозиция склонов. B. Высота Солнца.
C. Облачность. D. Количество рассеивающих частиц.
15. Максимум прямой солнечной радиации в суточном ходе наблюдается:
A. В полдень B.В 14-15 часов. C. После полудня. D. Около 10 часов.
16. Какова длина волны у коротковолновой радиации (в мкм):
A. 0.1 6. B. 0.1-4. C. 0.5-4. D.1-4.
17. Раздел метеорологии, изучающей солнечную, атмосферную и земную радиации, называется:
A. Тригонометрия. B. Аэрология. C. Актинометрия. D. Агрометеорология.
18. Какая часть радиации сильно уменьшается при уменьшении высоты Солнца?
A. Инфракрасная. B. Лучистая. C. Длинноволновая. D. Ультрафиолетовая
19. Какие облака почти не пропускают солнечную радиацию?
A. Просвечивающие средние. B. Плотные нижнего яруса
C. Просвечивающие верхние. D. Не полные верхние.
20. Где наиболее резко выражен годовой ход прямой радиации?
A. На полюсах. B. На экваторе. C. В умеренных широтах. D.В пустынях.
21. Где в годовом ходе прямой солнечной радиации наблюдаются два максимума и два минимума?
A. На полюсах. B. На экваторе. C. В умеренных широтах. D.В пустынях.
22. Максимум рассеянной солнечной радиации в суточном ходе наблюдается:
A. В полдень. В 14-15 часов. C. 12-13 часов. D. Около 10 часов.
Глоссарий
| На русском языке | На казахском языке | На английском языке |
| Солнце | Күн | Sun |
| Лучистая энергия | Сәулелі қуат | Radiant energy |
| Спектр | Спектр | Range |
| Прямая солнечная радиация | Төте күн радиация | Direct solar radiation |
| Рассеянная солнечная радиация | Алаңғасар күн радиация | Diffuse solar radiation |
| Суммарная солнечная радиация | Жиынтық күн радиация | The total solar radiation |
| Зимнее и летнее солнцестояние | Қысқы және жазғы күн тоқырауы | Winter and summer Solstice |
Темы СРС
Спектр солнечной радиации. Солнечная постоянная. (Л1), стр.46
Темы СРСП
Основные законы лучистой энергии, (Л1), стр.44-45
Основная литература
1. И.И. Гуральник, Г.П. Дубинский, В.В. Ларин, С.В. Мамиконова, Метеорология, Л, ГМИ, 1982
2. С.П. Громов, М.А. Петросянц, Метеорология и климатология, М, И «Наука», 2006
Дополнительная литература
1. Наставления ГМС и постам, часть I, Алматы, 2002
Лекции № 4. Отраженная радиация. Альбедо.
Длинноволновое излучение. Радиационный баланс
Отражение солнечной радиации от земной поверхности
Суммарная радиация, приходящая на какую-либо поверхность, частично поглощается ею и частично отражается. Отношение количества солнечной радиации, отраженной данной поверхностью, к приходящей суммарной радиации называется отражательной способностью или альбедо. Обычно альбедо выражают в долях единицы или в процентах.
Альбедо земной поверхности зависит от ее свойств и состояния: цвета, влажности, шероховатости, наличия и характера растительного покрова. Темные и шероховатые почвы отражают меньше, чем светлые и ровные. Влажные почвы отражают меньше, чем сухие, т.к. они темнее. Поэтому с увеличением влажности почвы увеличивается доля поглощаемой ею суммарной радиации, что оказывает большое влияние на тепловой режим орошаемых полей.
Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег. Максимальное альбедо (до 98%) свежевыпавшего снега наблюдается в Арктике и Антарктиде. Слежавшийся, подтаявший и более загрязненный снег отражает гораздо меньше. Альбедо различных почв и растительного покрова отличается мало.
Альбедо естественных поверхностей изменяется в течение суток, при этом наибольшее альбедо отмечается утром и вечером, а в дневные часы альбедо немного уменьшается. При малой высоте Солнца в составе суммарной радиации большая доля рассеянной радиации, которая отражается от шероховатой поверхности сильнее, чем прямая.
Альбедо водных поверхностей в среднем меньше, чем альбедо поверхности суши, т.к. солнечные лучи значительно глубже проникают в прозрачные для них верхние слои воды, чем в почву. В воде они рассеиваются и поглощаются. Поэтому на альбедо воды влияет степень ее мутности: при загрязненной и мутной воде альбедо возрастает сильнее, чем при чистой воде. Очень велика отражательная способность облаков, которая в среднем может составлять 80%.
Измерение альбедо больших областей земной поверхности и облаков осуществляется с искусственных спутников Земли. Сведение об альбедо облаков позволяют оценить их вертикальную мощность, а зная альбедо моря, можно рассчитать высоту волн.
Радиационный баланс деятельной поверхности
Радиационным балансом деятельной поверхности называется разность между всеми приходящими на ‘эту поверхность и уходящими от нее потоками лучистой энергии. Радиационный баланс деятельной поверхности – это разность между приходом и расходом радиации на этой поверхности.
Радиационный баланс – это фактический приход или расход лучистой энергии на деятельной поверхности, от которого зависит, будет ли происходить ее нагревание или охлаждение. Если приход лучистой энергии больше ее расхода, то радиационный баланс положительный и поверхность нагревается. Если же приход меньше расхода, то радиационный баланс отрицателен и поверхность охлаждается.
Изучение радиационного баланса деятельной поверхности представляет большой практический интерес, т.к. этот баланс является одним из основных климатообразующих факторов. От его значений зависит не только тепловой режим почвы или водоема, но и прилежащих к нему слоев атмосферы. Знание радиационного баланса имеет большое значение при расчетах испарения, при изучении вопроса о формировании и трансформации воздушных масс, при рассмотрении влияния радиации на человека и растительный мир.
Радиационный баланс в данном пункте можно вычислить для определенного момента (минутный) или за какой-то промежуток времени (сутки, месяц, год). Радиационный баланс зависит от: высоты Солнца, продолжительности солнечного сияния, характера и состояния деятельной поверхности, замутнения атмосферы, содержания в нем водяного пара, облачности и др.
Минутный баланс днем почти всегда положителен, особенно летом. Примерно за час до захода Солнца (кроме зимы) расход лучистой энергии становится больше, чем приход, т.е. радиационный баланс становится отрицательным. Примерно через час после восхода Солнца он снова становится положительным. Суточный ход баланса днем при ясном небе примерно параллелен ходу прямой радиации. Ночью радиационный баланс изменяется мало, но при переменной облачности он может изменяться сильно.
Годовые суммы радиационного баланса положительны на всей поверхности суши и океанов, кроме районов с постоянным снежным или ледяным покровом.
Контрольные вопросы
1. Что такое альбедо?
2. Какие факторы влияют на количество альбедо?
3. Что такое радиационный баланс деятельной поверхности?
4. Какие факторы и как влияют на радиационный баланс?
5. Суточный и годовой ход радиационного баланса.
Тестовые вопросы
1. Альбедо земной поверхности или отражательная способность это отношение:
A. Отраженной солнечной радиации к приходящей суммарной
B. Рассеянной к прямой.
C.Суммарной к отраженной.
D.Отраженной к рассеянной.
2. Наибольшее альбедо естественных поверхностей наблюдается:
A.Утром и вечером. B. В полдень.
C.В истинный полдень. D. Перед восходом Солнца.
3. Радиационный баланс деятельной поверхности, это разность между:
A. Прямой и рассеянной радиацией.
B. Всеми уходящими и приходящими потоками лучистой энергии.
C. Прямой и отраженной радиацией.
D.Коротковолновой и длинноволновой радиацией.
4. Почва, имеющая наибольшую отражательную способность, это:
A. Сухая. B. Увлажненная.
C. Покрытая травой. D. Покрытая свежевыпавшим снегом.
5. Альбедо земной поверхности не зависит от:
A. Скорости ветра. B. Цвета поверхности
C. Влажности поверхности. D. Наличия растительного покрова E.
6. Измерение альбедо больших областей земной поверхности и облаков осуществляется:
A. Искусственными спутниками Земли. B. Самолетами.
C. Радиозондами. D. Вертолетами.
Глоссарий
| На русском языке | На казахском языке | На английском языке |
| Альбедо | Альбедо | Albedo |
| Радиационный баланс | Радиациялық балансы | Radiation balance |
| Отражательная способность | Шағылдыру қабiлетi | Reflectivity |
| Трансформация | Айналу | Transformation |
| Климатообразующий фактор | Климат құрастыратын факторлары | Climate factors |
Темы СРС
Длинноволновое излучение атмосферы, (Л1), стр. 65-67
Темы СРСП
Использование солнечной энергии и актинометрических данных в народном хозяйстве, (Л1), стр. 70-74.
Основная литература
1. И.И. Гуральник, Г.П. Дубинский, В.В. Ларин, С.В. Мамиконова, Метеорология, Л, ГМИ, 1982
2. С.П. Громов, М.А. Петросянц, Метеорология и климатология, М, И «Наука», 2006
Дополнительная литература
1. Наставления ГМС и постам, часть I, Алматы, 2002
Лекции № 5. Тепловой режим почвы
Процессы нагревания и охлаждения почвы.
Суточный и годовой ход
Процессы нагревания и охлаждения почвы
Тепловой режим деятельной поверхности почвы определяется ее радиационным балансом. Количество лучистой энергии, поглощаемой и излучаемой деятельной поверхностью, зависит от ее цвета, состава, структуры. Темные почвы обладают сравнительно малой отражательной способностью, поэтому днем нагреваются, а ночью охлаждаются быстрее, чем светлые. При положительном радиационном балансе тепло от деятельной поверхности путем молекулярной теплопроводности передается в более глубокие слои, а часть его отдается воздуху. При отрицательном радиационном балансе тепло из глубины почвы и частично из воздуха поступает к деятельной поверхности.
Важную роль для нагревания и охлаждения почвы играет конденсация водяного пара и испарение воды, происходящее на деятельной поверхности. При конденсации выделяется скрытая теплота, идущая на нагревания почвы. При испарении тепло переходит в скрытое состояние и теряется почвой. Некоторое количество тепла в почве затрачивается на химические и биологические процессы (усвоение питательных веществ корнями растений, растворение солей и т.д.)
Нагревание и охлаждение почвы в большой степени зависит от ее теплоемкости и коэффициента теплопроводности. Различают удельную и объемную теплоемкости. Удельная теплоемкость – это количество тепла, необходимое для нагревания единицы массы почвы. Объемная теплоемкость – это количество тепла, необходимое для нагревания единицы объема почвы.
В метеорологии для решения практических задач используется объемная теплоемкость. Теплоемкость различных почв зависит от количества воздуха и воды, находящихся в порах почвы. Чем больше в почве воды и чем меньше воздуха, тем больше ее теплоемкость. Теплоемкость сухих почв, поры которых заполнены воздухом, меньше теплоемкости влажных почв, поры которых заполнены водой. Поэтому сухие почвы при заданном притоке или отдаче тепла нагреваются и охлаждаются сильнее, чем влажные.
При рассмотрении тепловых свойств почвы в первую очередь необходимо учитывать ее пористость и влажность.
Температура почвы зависит от ее структуры. Температура поверхности рыхлой почвы днем выше, а ночью ниже, чем поверхность плотной почвы. Рыхлая почва к тому же имеет шероховатую поверхность, которая днем поглощает, а ночью излучает больше радиации, чем более гладкая поверхность плотной почвы.
Суточный и годовой ход температуры поверхности почвы
Суточный ход температуры поверхности почвы. Изменение температуры поверхности почвы в течение суток называется суточным ходом, который в среднем за большой промежуток времени представляет собой периодические колебания с одним максимумом и с одним минимумом. Минимум наблюдается перед восходом Солнца. С восходом Солнца температура поверхности почвы растет, достигая максимума около 13-14 часов. Затем начинается ее понижение. После 13-14 часов расход тепла поверхностным слоем почвы преобладает над приходом и происходит понижение температуры поверхности, продолжающееся до утреннего минимума.
Кривая суточного хода температуры представляет собой волнообразную линию, низшая точка которой характеризует минимум, а верхняя – максимум. В отдельные дни правильный суточный ход нарушается непериодическими изменениями, которые связаны с прохождением атмосферных фронтов, влиянием облачности, выпадением осадков и другими факторами. Хорошо выражен суточный ход температуры поверхности почвы в теплое время года при установившейся ясной погоде.
Разность между максимальной и минимальной температурой за сутки называется амплитудой суточного хода. На нее влияюn следующие факторы:
1. Время года. Летом амплитуда наибольшая, зимой – наименьшая.
2. Широта места. Амплитуда суточного хода температуры поверхности почвы определяется полуденной высотой Солнца, которая уменьшается с возрастанием широты. Поэтому амплитуда тоже уменьшается с увеличением широты места. Наибольшая амплитуда наблюдается в субтропических пустынях, где происходит сильное ночное охлаждение почвы. Наименьшая амплитуда отмечается в полярных странах.
3. Облачность. В пасмурную погоду амплитуда меньше, чем в ясную. Облака днем задерживают прямую солнечную радиацию, а ночью значительно уменьшают излучение тепла. В ясную погоду наблюдается большая суммарная радиация днем и большое излучение ночью.
4. Теплоемкость и теплопроводность почвы. Амплитуда находится в обратной зависимости от теплоемкости почвы: чем больше теплоемкость почвы, тем меньше она нагревается днем и охлаждается ночью, т.е. тем меньше амплитуда колебаний температуры. Такой же характер зависимости имеет амплитуда от теплопроводности почвы.
5. Цвет почвы. Амплитуда хода температуры поверхности темных почв гораздо больше, чем светлых, т.к. поглощательная и излучательная способность темных поверхностей больше, чем светлых.
6. Растительный и снежный покров. Растительный покров уменьшает амплитуду суточных колебаний температуры поверхности почвы, т.к он препятствует нагреванию ее солнечными лучами днем и защищает от сильного излучения ночью. В зимнее время такую же роль играет снежный покров, который предохраняет поверхность почвы от ночного охлаждения. Поверхность самого снега ночью может охлаждаться очень сильно из-за большой излучательной способности. Но днем из-за большого альбедо (отражательной способности) поверхность снега нагревается мало и потому амплитуда, несмотря на низкие температуры, остается не очень большой.
5. Экспозиция склонов. На температуру поверхности почвы и амплитуду ее суточного хода оказывает влияние экспозиция склонов. Южные склоны холмов нагреваются сильнее северных, а западные – сильнее восточных, т.к. нагревание восточных склонов происходит утром при более низких температурах воздуха. Кроме того, в утренние часы, когда склоны могут быть увлажнены росой, часть тепла затрачивается на ее испарение. Западные же склоны нагреваются в послеполуденные часы при высоких температурах воздуха и относительно сухой почве.
Годовой ход температуры поверхности почвы. Изменение температуры поверхности почвы в течение года называется годовым ходом. Годовой ход, как и суточный, связан с приходом и расходом тепла и определяется радиационными факторами.
В северном полушарии максимальные среднемесячные температуры поверхности почвы наблюдаются в июле-августе, когда отмечается наибольший приток тепла, минимальные – в январе-феврале.
Контрольные вопросы
1. Чем определяется тепловое состояние почвы?
2. От каких факторов и как зависит нагревание и охлаждение почвы?
3. От каких факторов и как зависит амплитуда суточного хода температуры поверхности почвы?
4. Что называется амплитудой годового хода температуры поверхности почвы и от каких факторов она зависит?
5. Каковы законы распространения тепла вглубь почвы?
6. Какие почвы ночью сильнее охлаждаются: сухие или влажные?
Тестовые вопросы
1. Тепловой режим деятельной поверхности почвы определяется:
A. Радиационным балансом. B. Молекулярной теплопроводностью.
C. Турбулентным перемешиванием. D. Термической конвекцией.
2. Тепло в почву распространяется в глубину путем:
A. Термической конвекции. B. Молекулярной теплопроводности.
C. Турбулентного перемешивания. D. Динамической турбулентности.
3. Важную роль для нагревания и охлаждение почвы играет:
A. Конденсация и испарение. B. Турбулентное перемешивание.
C. Конвективное перемешивание. D. Термическая конвекция.
4. Количество тепла, необходимое для нагревания единицы массы почвы, это:
A. Отражательная способность. B. Удельная теплоемкость.
C. Объемная теплоемкость.D. Радиационный баланс.
5. Количество тепла, необходимое для нагревания единицы объема почвы, это:
A. Отражательная способность. B. Удельная теплоемкость.
C. Объемная теплоемкость.D. Радиационный баланс.
6. Когда наблюдается минимум температуры поверхности почвы?
A. Ночью. B. До полудня.
C. Через час после восхода Солнца. D. Перед восходом Солнца.
7. Когда наблюдается максимум температуры поверхности почвы?
A. Ночью. B. Около 13-14 часов..
C. Через час после восхода Солнца. D. Перед восходом Солнца.
8. Склоны, на которых наблюдается наибольшая амплитуда температуры:
A. Южные. B. Северо-восточные. C. Восточные. D. Юго-восточные.
9. На амплитуду суточного хода температуры поверхности почвы не влияет:
A. Облачность. B. Широта места. C. Ветер. D. Время года.
10. Наибольшие суточные амплитуды температуры поверхности почвы наблюдаются:
A. В тропиках. B. На экваторе.
C. В умеренных широтах. D. В субтропических пустынях.
11. В северном полушарии максимальные среднемесячные температуры поверхности почвы наблюдаются в:
A. Июне. B. Сентябре. C. Июле-августе. D. Октябре
12. В северном полушарии минимальные среднемесячные температуры поверхности почвы наблюдаются в:
A. Январе-феврале. B. Октябре. C. Декабре. D. Ноябре.
Глоссарий
| На русском языке | На казахском языке | На английском языке |
| Отражательная способность | Шағылдыру қабiлетi | Reflectivity |
| Конденсация | Коюландыру | Condensation |
| Испарение | Булану | Evaporation |
| Излучательная способность | Сәуле шығарғыштық қабiлету | Emissivity |
| Амплитуда | Ауытқу шегі | Amplitude |
| Снежный покров | Кар жамылғы | Snow cover |
| Экспозиция склонов | Экспозициялық еңісті жер | Slope exposure |
Темы СРС
Теплофизические характеристики почвы при разном увлажнении(таблица), (Л1), стр 77
Темы СРСП
Промерзание почвы (реферат), (Л1), с р. 85-86
Основная литература
1. И.И. Гуральник, Г.П. Дубинский, В.В. Ларин, С.В. Мамиконова, Метеорология, Л, ГМИ, 1982
2. С.П. Громов, М.А. Петросянц, Метеорология и климатология, М, И «Наука», 2006
Дополнительная литература
1. Наставления ГМС и постам, часть I, Алматы, 2002
Лекции № 6. Изменение температуры почвы с глубиной
Законы Фурье. Термоизоплеты почвы.
Особенности нагревания и охлаждения водоемов.
Законы Фурье
Суточные и годовые колебания поверхности почвы постепенно распространяются в ее более глубокие слои. Слой почвы или воды, температура которого испытывает суточные и годовые колебания, называется активным слоем.
Нагревание и охлаждение поверхности передается вглубь почвы главным образом путем молекулярной теплопроводности. При распространения тепла вглубь происходит некоторое поглощение его каждым слоем почвы. Чем глубже расположен слой, тем меньше он получает тепла и тем меньше повышается его температура в суточном и годовом ходе. Тепло, при охлаждении деятельного слоя из-за излучения, из глубины почвы путем молекулярной теплопроводности передается к ее поверхности. Поэтому, чем глубже расположен слой почвы, тем меньше он будет охлаждаться в суточном и годовом ходе.
Распространение температурных колебаний вглубь почвы описано тремя законами Фурье:
1. Период колебаний с глубиной не изменяется: это значит, что не только на поверхности, но и на всех глубинах интервал между двумя последовательными минимумами или максимумами температуры составляет в суточном ходе в среднем 24 часа, а в годовом – 12 месяцев.
2. Амплитуда колебаний температуры почвы меняется с глубиной следующим образом: если глубина растет в арифметической прогрессии, то амплитуда уменьшается в геометрической прогрессии. Например, если на поверхности почвы амплитуда суточных колебаний равна 100С, то на глубине 20 см она составляет уже 40С, на глубине 40 см уже 10С, а на глубине 60 см 0.250С. на некоторой глубине амплитуда становится незначительной и практически приближается к нулю, т.е колебания температуры прекращаются. На нижней границе активного слоя температура в течение всего периода времени остается неизменной. Слой почвы, в котором температура остается неизменной в течение суток называется. слоем постоянной суточной температуры. Этот слой находится ниже 70-100 см. Слой почвы, в котором температура остается неизменной в течение года, называется слоем постоянной годовой температуры. Этот слой располагается ниже 15-30 м.
3. Максимальные и минимальные температуры на глубинах наступают позднее, чем на поверхности, причем запаздывание прямо пропорционально глубинам. Суточные максимумы и минимумы запаздывают на каждые 10 см глубины в среднем на 2.5-3.5 часа, а годовые на каждый метр глубины – на 20-30 суток.
Термоизоплеты почвы
Распределение температуры почвы во времени и пространстве в определенном месте можно рассматривать с помощью особого графика. Его обычно строят по многолетним среднемесячным температурам. По оси ординат откладывают глубины, а по оси абсцисс – месяцы. На полученной сетке наносят соответствующие среднемесячные температуры. Затем путем интерполяции находят точки с одинаковыми температурами и соединяют их плавными линиями, которые называются термоизоплетами.
Термоизоплеты дают наглядное представление о температуре активного слоя почвы на любой глубине в любое время года. Перемещение вдоль горизонтальной линии дает возможность судить о распределении температуры с глубиной в определенном месяце. Т.о. пользуясь термоизоплетами, можно определить среднюю температуру почвы на любой глубине в любой месяце.
Влияние растительности и снежного покрова, облачности и осадков на температуру почвы. Растительный покров оказывает большое влияние на тепловой режим почвы. Днем растительный покров затеняет поверхность почвы от солнечной радиации. Ночью он уменьшает радиационной охлаждение почвы. Кроме того растительный покров расходует много тепла на испарение. Поэтому почва без растительности в дневные часы нагревается сильнее почвы с растительностью. Различие их температур тем больше, чем выше и гуще растительный покров.
Большое влияние на температуру почвы оказывает снежный покров. Благодаря своей малой температуропроводности он защищает поверхность почвы от сильного охлаждения.
В июне оголенная почва на всех глубинах теплее почвы с растительным покровом, а в феврале оголенная почва на всех глубинах холоднее почвы, покрытой снегом.. Разность температур с глубиной уменьшается. Похожее, но еще более сильное влияние на температуру почвы оказывает лес. Летом почва в лесу значительно холоднее, чем в поле. Разность температур поверхности почвы в поле и в лесу летом достигает 80С, а с глубиной уменьшается. Зимой поверхность почвы в лесу теплее, чем в поле, на 1-20С. В среднем за год температура почвы в лесу на всех глубинах на 2-2.50С ниже, чем в поле.
Облачность также влияет на температуру поверхностных и более глубоких слоев почвы. В пасмурную погоду уменьшены по сравнение с ясной амплитуды суточных колебаний температуры не только поверхности почвы, но и на различных глубинах.
На тепловой режим почвы некоторое влияние оказывают жидкие осадки. Дождь, просачиваясь в почву, выравнивает температуры вышележащих и нижележащих слоев.
Особенности нагревания и охлаждения водоемов
Поверхностный слой воды хорошо поглощает инфракрасную радиацию. Относительная излучательная способность воды составляет более 96% излучения абсолютно черного тела. Поэтому условия поглощения и отражения длинноволновой радиации в водных бассейнах и в почве различаются мало. Для коротковолновой радиации вода представляет собой прозрачное тело. Поэтому короткие волны, особенно фиолетовые и ультрафиолетовые, проникают в воду на значительную глубину и радиационное нагревание происходит в слое воды толщиной несколько метров.
Различия теплового режима водоемов и почвы вызываются следующими причинами:
1. Теплоемкость воды в 3-4 раза больше теплоемкости почвы. Если к воде и почве поступает одинаковое количество тепла или они отдают одинаковое количество тепла, то температуры воды изменится меньше.
2. Частицы воды более подвижны. Поэтому в водоемах передача тепла вглубь воды происходит в результате более интенсивного процесса – турбулентного перемешивания. Оно состоит в том, что при движении воды в ней создаются вихри, беспорядочно перемещающиеся во всех направлениях. способствующие сильному перемешиванию воды и интенсивному переносу тепла. Охлаждение воды ночью и в холодное время года происходит еще быстрее, чем ее нагревания днем и летом. В этом случае к турбулентности присоединяется термическая конвекция. Она состоит в том, что охлажденные верхние слои воды из-за увеличивающейся плотности опускаются вниз, а их место занимает относительно теплая вода, поднимающаяся из более низких слоев. Термическая конвекция в воде прекращается при осеннем ее охлаждении, когда температура во всех сл